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RIESGO SÍSMICO Y PELIGRO DE DESLIZAMIENTO DE LADERAS EN EL SALVADOR III

Informe de Seguimiento Julio 2007

Proyecto con América Latina 2007 (UPM)

ESCUELA TÉCNICA SUPERIOR DE INGENIERÍA EN TOPOGRAFÍA,

GEODESIA Y CARTOGRAFÍA

UNIVERSIDAD POLITÉCNICA DE MADRID

Coordinadora: Belén Benito

Participantes: María José García Rosa Mª García José Fábrega Paula Barrera María Esther Jiménez Andrés Díez Ana Mª Domingo Julián Aguirre Juan Antonio Pastor

Riesgo Sísmico y Peligro de Deslizamiento de Laderas en El Salvador III

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1. INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS El objetivo de este informe es presentar un avance de las actividades desarrolladas durante los seis primeros meses en relación con el proyecto: RIESGO SÍSMICO Y PELIGRO DE DESLIZAMIENTO DE LADERAS EN EL SALVADOR III Este fue aprobado en la convocatoria de proyectos con América Latina de la UPM (2006) y ha supuesto una continuidad en la línea de colaboración iniciada en El Salvador, a raíz de los terremotos ocurridos en Enero y Febrero de 2001. Dicha colaboración, cuyos antecedentes son expuestos en el siguiente apartado, se institucionalizó formalmente entre la UPM y el Servicio Nacional de Estudios Territoriales de El Salvador (SNET) a través de dos proyectos financiados en anteriores convocatorias: RIESGO SÍSMICO Y PELIGRO DE DESLIZAMIENTO DE LADERAS EN EL SALVADOR I y II Durante el desarrollo de estos proyectos se ha ido consolidando un grupo de trabajo, formado por técnicos salvadoreños y profesores y becarios de la Escuela Superior de Ingeniería Técnica en Topografía, Geodesia y Cartografía (ETSI TGC), así como una línea de actuación en materia de riesgo sísmico y peligro de deslizamientos de laderas. En esta línea se han obtenido importantes resultados, reflejados en numerosas publicaciones, ponencias en congresos y páginas WEB. Al mismo tiempo los productos generados, como el SIG Geofísico y modelos digitales del terreno, han sido incorporados al SIG del SNET y actualmente forman parte de su plan de Ordenamiento Territorial.

En lo referente al grupo de trabajo, es de destacar la creciente incorporación de profesores de la ETSI TGC contribuyendo a cubrir objetivos parciales del proyecto. Las materias que se imparten en la ETSI TGC, como Tecnologías Geoespaciales, Cartografía Digital, SIG, etc son particularmente idóneas para avanzar en la investigación en el campo del riesgo sísmico y del peligro de deslizamientos. Ello ha motivado el interés de una buena parte del profesorado por intervenir en el proyecto con aportaciones dentro de su campo, lo que hace que algunos de los objetivos iniciales se estén abordando con mayor número de recursos, enriqueciendo los resultados del proyecto. Asimismo, éste ha despertado el interés de alumnos que están realizando sus proyectos de Fin de Carrera desarrollando tareas parciales del mismo. La línea generada está siendo, por tanto, un referente en la ETSI TGC, tanto en la vertiente de investigación como en la estrictamente formativa. Y en relación con ésta última, conviene recordar que en El Salvador no existen estudios superiores de Geología ni de Sismología, con la consiguiente ausencia de técnicos cualificados. Por ello, también la formación de técnicos locales está siendo objetivo prioritario en el enfoque del proyecto. Además, recientemente se ha planteado una proyección docente, incorporándose la directora del proyecto al profesorado de la asignatura “Tecnologías de la Información y las Comunicaciones y Desarrollo humano“. Esta asignatura se venía impartiendo en la E.U. Informática y pasa a ofertarse por primera vez en la ETSI Topografía, Geodesia y Cartografía, con un temario que incorpora experiencias de los proyectos llevados a cabo en El Salvador en ésta y anteriores convocatorias en materia de Riesgos naturales. Por último, cabe mencionar el apoyo recibido por el Dpto de Geodinámica de la Facultad de CC. Geológicas de la Universidad Complutense de Madrid, en todo lo relacionado con Geología y Cartografía de fallas, para identificar las principales estructuras sismogenéticas de El Salvador. Dicho Departamento, que viene colaborando con el grupo de Ingeniería sísmica de la ETSI TGC en los últimos años, se ha incorporado formalmente al proyecto coordinado del Plan Nacional que tenemos vigente (CGL2005-07456-C03-03/BTE). La colaboración con este grupo está suponiendo un gran refuerzo para avanzar en el conocimiento del riesgo sísmico y del peligro de deslizamientos de laderas. Además, el grupo de trabajo configurado inicialmente entre el SNET y

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la UPM se está viendo reforzado, también institucionalmente, adquiriendo una importante entidad bajo el liderazgo de profesores de la UPM. El presente informe da cuenta de la actividad realizada durante los seis primeros meses de 2007 y expone además el enfoque formativo y divulgativo que está adquiriendo el proyecto, desglosando todo ello en una serie de apartados. Tras este primero de Introducción y Objetivos, se resumen los Antecedentes de Colaboración en un Apartado 2. Seguidamente se exponen las Actividades Desarrolladas en el Apartado 3, estructuradas en cinco sub-apartados. Todo lo relacionado con la Proyección Docente se incluye en un Apartado 4 y se concluye con el Apartado 5 que da cuenta de las Actividades de Difusión.


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2. ANTECEDENTES DE COLABORACIÓN La colaboración iniciada en 2001 se ha venido consolidando a través de los proyectos financiados por la UPM, así como otros de diversas instituciones, que se resumen a continuación:

“Evaluación del Riesgo y Prevención de Deslizamientos Catastróficos de Laderas Inducidos por Terremotos. Aplicación a los casos de El Salvador y Sureste de España (ANDES)” Proyecto del plan Nacional I+D+I 2000-2003, financiado por el anterior Ministerio de Ciencia y Tecnología (Ren2001-0266-C02-02).

“Contribución a la Renovación de la Red Acelerométrica de El Salvador y Estudio

del Movimiento Fuerte Asociado a los Sismos de 2001” Financiado por AECI y desarrollado conjuntamente entre el Servicio Nacional de Estudios Territoriales de El Salvador (SNET), la Universidad Centro Americana Simeón Cañas (UCA) y la UPM. El proyecto fue coordinado por la profesora Belén Benito.

“Riesgo Sísmico y Peligro de Deslizamiento de Laderas en El Salvador I” Financiado por la UPM, en su convocatoria de proyectos con Lationoamérica de 2004, a través del cual se formalizó institucionalmente la cooperación entre la UPM y el SNET. (Nº AL05_PID_0037)

“Riesgo Sísmico y Peligro de Deslizamiento de Laderas en El Salvador II”

Financiado por la UPM, en su convocatoria de proyectos con Lationoamérica de 2005 (Nº AL05_PID_0037).

Además la cooperación está siendo reforzada con otro proyecto actualmente vigente:

“Caracterización de Acciones Sísmicas y Evaluación del Peligro de Deslizamientos de Ladera” (CGL2005-07456-C03-03/BTE) Financiado por el Ministerio de Educación y Ciencia (2004-2007). Este es un proyecto coordinado del plan Nacional I+D+I, en el que participan también un grupo del CEDEX y el Dpto de Geodinámica de la Facultad de Geológicas de la Universidad Complutense de Madrid.

La investigación realizada en el transcurso de estos proyectos se refleja en las siguientes publicaciones:

García-Rodríguez, MJ, Benito, B; Rodríguez, CE (2005). A Multidisciplinary GIS-Based Approach to Earthquake-Triggered Landslide Hazard Analysis with an Application to the 13th January 2001 El Salvador Earthquake. Enviado a: Natural Hazards (en revision).

Benito, B; Pullinger, C, Cepeda, J, Hernandez, D, Marroquin, G; Hasbun, P (2005),

Caracterización del Movimiento del Suelo y sus Efectos en la Infraestructura durante los Terremotos del 2001, El Salvador. Monografía, 120 pp; ed. UCA.

J. Bommer, M; Benito, B, Ciudad-Real, A; Lemoine, MA; López-Menjívar, R; Madariaga, J;

Mankelow, P; Méndez de Hasbun, W; Murphy, M; Nieto-Lovo, C.E; Rodríguez-Pineda, HR (2002). The El Salvador Earthquakes of January and February 2001: Context, Characteristics and Implications for Seismic Risk. Soil Dynamics and Earthquake Engineering, Vol. 22; No. 5, pp. 389-418.

Cepeda, JM; Benito, B; Burgos, EA (2004). Strong Motion Characteristics of January and

February, 2001 Earthquakes in El Salvador. Geological Society of America GSA Special Paper 375-25: Natural Hazards in El Salvador. ISBN: 0-8137-2375-2, pp. 405-423.


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Benito, B; Cepeda, JM; Martínez Diaz, JJ (2004) Analysis of the Spatial and Temporal Distribution of the 2001 Earthquakes in El Salvador. Geological Society of America GSA Special Paper 375-25: Natural Hazards in El Salvador. ISBN: 0-8137-2375-2, pp. 339-356.

Martínez-Díaz, JJ; Álvarez-Gómez, JA; Benito, B; Hernández, D (2004). Triggering of

Destructive Earthquakes in El Salvador. Geology, Vol. 32, pp. 65-68.

García Rodríguez, MJ; Benito, B; Rodríguez, C (2004). Multidisciplinary Methodology for Hazard Assessment of Triggered Landslide. Application to the 2001 Earthquakes in El Salvador.Poster. 1st General Assembly of European Geosciences Union.Geophysical Research Abstracts, Vol. 6, Niza.

Benito, B (2003). Peligro y Riesgo sísmico. Caracterización del Movimiento para el Diseño

Sismorresistente. Seminario III: Construcción de Viviendas de Interés Social en Zonas de Peligro Sísmico. Instituto del Frío CSIC. Madrid, 26 y 27 de septiembre de 2003. Presentación oral.

Benito, B; Contreras, M; Bravo, M; Barrero, G; Jiménez, ME (2002). Aplicación de un

Sistema de Información Geográfica al Estudio de la Distribución Espacio-Temporal de los Sismos de 2001 en El Salvador. Capítulo Libro: Los Sistemas de Información Geográfica en la Gestión de los Riesgos Geológicos y el Medio Ambiente, Publicación del Instituto Geológico y Minero de España, Serie Medio Ambiente Riegos Geológicos, No. 3, pp. 21-42.

Jornadas sobre "Modelización de Riesgos Naturales: Cooperación Internacional". CEDEX

y ETS de Ingenieros de Caminos de Madrid. Patrocinadas por AECI (Ministerio de Asuntos Exteriores) y el Ministerio de Educación y Ciencia. Madrid, 11 y 12 de Noviembre de 2004. Presentación oral.

Benito, B; Contreras, M; Bravo, M; Barrero, G; Jiménez, ME (2002). Análisis de la

Sismicidad de 2001 en El Salvador. Parte 1: Distribución Espacial. 100 años del Observatorio de Granada, 2002. Presentación Oral.

Benito, B; Contreras, M; Bravo, M; Barrero, G; Jiménez, ME (2002) Análisis de la

Sismicidad de 2001 en El Salvador. Parte 2: Distribución Temporal. 100 años del Observatorio de Granada, 2002. Presentación Oral.


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3. ACTIVIDADES DESARROLLADAS El objetivo global del presente proyecto es conocer mejor la acción sísmica y efectos derivados (p.e. deslizamientos de laderas) que afectan a El Salvador, para mitigar el daño de futuros terremotos que puedan ocurrir en el país. Para ello, los objetivos técnicos planteados en la solicitud del proyecto fueron:

Obtener un inventario completo de deslizamientos en EL Salvador, para la posterior

calibración de modelos. Ahondar en el conocimiento del peligro de deslizamientos, empleando técnicas

estadísticas. Obtención de modelos ajustados del peligro, identificando los factores que intervienen y sus pesos.

Obtención de mapas probabilistas de amenaza de deslizamientos inducidos por futuros

sismos de subducción y de cadena volcánica.

Las actividades previstas hacia la consecución de esos objetivos son:

1. Ensayo de técnicas de fotogrametía y teledetección para completar el inventario de deslizamientos de El Salvador.

2. Modelización de la peligrosidad de deslizamientos, empleando técnicas estadísticas.

3. Obtención de mapas probabilistas de peligrosidad de deslizamientos a partir de los

modelos calibrados previamente.

4. Actualización del SIG y difusión de resultados. En el periodo transcurrido desde la concesión del proyecto se ha avanzado en los dos primeros objetivos y se han desarrollado parcialmente las actividades 1, 2 y 4. Además, aunque no se indicaba explícitamente en la solicitud, la modelización de la peligrosidad de deslizamientos y el avance en el conocimiento del riesgo sísmico, requieren un análisis previo cualitativo sobre la estructura morfotectónica, geomorfológica y geológica del país, con una buena definición y caracterización de las principales unidades estructurales. Esta tarea se ha abordado exhaustivamente en este semestre, dando cuenta de ella en este informe. Con todo, las actividades desarrolladas que se exponen a continuación son:

3.1. Caracterización morfotectónica de la zona de Falla de El Salvador. 3.2. Definición de la estructura geomorfológica de todo el país y caracterización de sus

principales unidades. 3.3. Definición de la estructura geológica. 3.4. Modelización de la peligrosidad de deslizamientos empleando técnicas estadísticas. 3.5. Actualización del SIG y Diseño de un modelo de datos para su organización. Creación

de metadatos para catalogación de los datos geo-espaciales que constituyan dicho modelo.


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3.1. CARACTERIZACIÓN MORFOTECTÓNICA DE LA ZONA DE FALLA DE EL SALVADOR (SEGMENTO DEL VOLCÁN SAN VICENTE) El Salvador ha sufrido al menos 11 terremotos destructivos durante los últimos 100 años causando más de 3000 muertes, debidas tanto al efecto directo de seísmos como de los deslizamientos inducidos (Bommer et al., 2002). La zona sismogenética de El Salvador se sitúa en el segmento Cocos-Caribe de la zona de subducción centroamericana, donde las placas convergen con velocidades de 73-84 mm/a (DeMets, 2001). En esta zona se producen dos tipos de sismicidad en función de su origen tectónico y su localización. Los mayores terremotos con MW > 6.5 se generan en la zona de subducción a lo largo de la interfase con la placa del Caribe (Dewey y Suarez, 1991). Estos terremotos se producen a profundidades intermedias (~200 kilómetros), generando daños moderados en el continente. Los terremotos en la zona continental con magnitudes de hasta MW 6.7 se producen a lo largo del arco volcánico salvadoreño. Estos eventos presentan carácter superficial lo que hace que, a pesar de su menor tamaño, sean más destructivos que los de la zona de subducción.

Fig. 1: Imagen de RADAR-SRTM con los epicentros de terremotos históricos destructivos ocurridos en El Salvador (círculos blancos). Los puntos pequeños muestran la sismicidad de Ms >2.5 para el periodo 1977–2001 tomada del catálogo USGS-NEIC. Los mecanismos focales pequeños proceden del catálogo CMT de Harvard (periodo 1977–2001) mientras que los grandes están tomados de Buforn et al. (2001).

Estudios geológicos recientes han demostrado la existencia de una falla activa con movimiento de desgarre dextral y longitud superior a 150 km que atraviesa el país de Este a Oeste con una dirección N 100º (Fig. 1). Esta estructura sería la responsable de la sismicidad destructiva de la zona volcánica: la Zona de Falla de El Salvador (ZFES) (Martínez-Díaz et al., 2004). Uno de los segmentos de esta falla (segmento Ilopango-San Vicente) fue el responsable del terremoto de Febrero de 2001 (MW 6.6) que causó más de 1000 víctimas. Este segmento aparece espacialmente relacionado con el volcán San Vicente (Fig. 2) y ha controlado procesos de colapso de caldera antiguos. Hasta la fecha no se ha estudiado el registro paleosísmico asociado a esta falla con el fin de comprender su comportamiento sismogenético y su posible relación con la actividad del volcán San Vicente. En este trabajo se presenta el estudio morfotectónico realizado como fase previa del estudio paleosímico del que se adelantan las primeras observaciones.


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Fig. 2: Esquema estructural del segmento Ilopango – San Vicente de la Zona de Falla de El Salvador. Las líneas gruesas representan las trazas de la zona de falla. Las líneas discontinuas son las fracturas tomadas de la cartografía geológica existente. Fig. 3: Interpretación de la estructura de un afloramiento de estudio paleosímico de la ZFES junto al Río Desagüe (localización indicada con una flecha negra de la Fig.2). Se separan con líneas discontinuas los niveles de paleosuelos. Las líneas continuas claras señalan superficies erosivas y líneas continuas oscuras las fallas identificadas. Los puntos señalan la posición de las muestras datadas.


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Desde el punto de vista morfológico, el análisis del modelo digital del terreno y de la fotografía aérea nos indica que el sector central y oriental del segmento tienen una clara expresión morfológica, mostrando un escarpe de falla que afecta a materiales piroclásticos de las formación Cuscatlan, de edad plio-pleistoceno, y la formación San Salvador, de edad holocena. La altura del escarpe llega a ser de unos 150 m en el sector central. El desplazamiento acumulado que la ZFES ha generado en el cauce del Jiboa permite estimar un salto mínimo horizontal (dextral) de unos 800 m. En el estudio paleosísmico preliminar del segmento Ilopango-San Vicente se han identificado varios puntos en los que la falla afecta materiales de edad reciente. En la Figura 3 se muestra uno de esos puntos situado en una ladera del valle del Río Desagüe, pocos kilómetros al Este del lago Ilopango. En este lugar la ZFES afecta a tobas volcánicas de la formación Cuscatlan y a varios niveles de paleosuelos, dos de los cuales han sido datados por carbono 14. El paleosuelo más antiguo (muestra 180-Pal 3) presenta una edad calibrada de entre 6048 y 5894 años BC y parece postdatar al menos un evento de ruptura. El paleosuelo más alto (180-Pal1) dio una edad calibrada de 886 a 1024 AD. La investigación preliminar realizada hasta el momento es suficiente para atestiguar la existencia de sismos recurrentes con ruptura superficial durante el Holoceno en el segmento Ilopango-San Vicente. Este segmento se habría reactivado por última vez en Enero de 2001. Los resultados que se esperaran obtener del estudio detallado de este punto así como de otros observados a lo largo de la ZFES serán de gran interés para la caracterización paleosísmica (velocidad de movimiento, intervalo de recurrencia, etc.) de una falla con gran poder destructor.


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3.2. DEFINICIÓN DE LA ESTRUCTURA GEOMORFOLÓGICA DE TODO EL PAÍS Y CARACTERIZACIÓN DE SUS PRINCIPALES UNIDADES Tras un análisis de la estructura Geológica de El Salvador, se han diferenciado cuatro grandes unidades, tanto en lo referente a su morfografía como a su litología. Se ha caracterizado en detalle cada una de estas unidades, con el fin de cuantificar, en una fase posterior, la susceptibilidad al deslizamiento. Se exponen a continuación las principales características de cada unidad.

La Llanura Costera Aluvial. Recorre todo el litoral de El Salvador de Oeste a Este. La Cadena Costera. Describe una alineación montañosa paralela a la costa con abundante presencia de volcanes. La Meseta Central. Es un gran graben, encajado entre la cadena Costera y la Cordillera Fronteriza, drenado fundamentalmente por el río Lempa. La Cadena Volcánica Septentrional o Cordillera Fronteriza. Se trata de la cadena montañosa que se encuentra en la frontera con Honduras, alcanza grandes altitudes y en ella también encontramos volcanes jóvenes.

La Llanura Costera Aluvial La Llanura Costera se extiende en una franja de 200 kilómetros de litoral desde el río Paz, en la frontera de Guatemala hasta el Golfo de Fonseca, en el otro extremo oriental. Se perfila como un suave glacis, que desciende desde unos 150 m hasta el nivel del mar. El origen de la llanura es aluvial, con aportaciones de materiales procedentes tanto de los grandes cursos que llegan del interior, como de las torrenteras de los edificios montañosos inmediatos.

Los materiales aluviales ocupan varios metros de espesor y se disponen sobre series inferiores donde alternan con lavas, tobas y coluviones, más frecuentes, lógicamente, hacia el interior. Geomorfologicamente presenta tres unidades, que se disponen en franjas paralelas del interior al litoral:

Las llanuras antiguas o superficies de piedemonte tienen una topografía ondulada, con

una pendiente que oscila entre el 6 y 12 %, mayor en las cercanías de las quebradas y faldas de los cerros, formando en la actualidad pequeños valles cerrados en los que podemos encontrar lagunas de pequeñas dimensiones.

Las llanuras aluviales principales comprenden valles sin disección que varían de las amplias llanuras de los ríos que proceden del interior a los valles más estrechos de los cursos menores que nacen en los macizos montañosos inmediatos.

Las planicies de inundación rodean el Golfo de Fonseca y las inmediaciones de la Bahía de Jiquilisco, sus pendientes no superan el 2%. Están constituidas por capas distales de aluvión. La acción del mar también ha tenido una influencia predominante en la formación de sus manglares.


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Fig. 4: Bahía de Jiquilisco (Imagen capturada de Google Earth). Longitudinalmente, de Oeste a Este, se puede asimismo diferenciar:

Una primera zona con una longitud de 12 kilómetros de ancho en el río Paz, que va

disminuyendo hasta llegar a menos de 2 kilómetros en las proximidades de las estribaciones de la Cordillera del Bálsamo, donde se encuentra cortada por ramificaciones de rocas piroclásticas del Terciario Superior y del Pleistoceno. La parte más uniforme de la formación aluvial reciente está situada entre los ríos Ceniza y Grande de Sonsonate. Hacia el Este del río Ceniza, este aluvión está interrumpido por cerros con formas piramidales que dejan una sucesión de valles y bajíos.

La parte central de la Llanura Costera es la zona más amplia, está formada principalmente por los materiales aluviales de los ríos Lempa y Jiboa.

Al Este la llanura cambia su fisonomía al interponerse hacia el mar una alineación orográfica menor. Queda convertida en un amplio corredor recorrido longitudinalmente por el río Grande de San Miguel que forma extensas planicies de aluvión reciente, sujetas a inundaciones. Precisamente en este contexto se ha de entender la formación de la Laguna Olomega, que con una extensión de 25 km2, es el mayor cuerpo de agua de la llanura costera, con una curiosa dinámica, pues es endorreica parte del año y sin embargo en los meses de la estación lluviosa, recibe las aguas del río Grande de San Miguel que también la drena.

Fig. 5: Laguna Olomega (Martín López, 2006). La Cadena Costera Este paisaje se extiende paralelo a la costa a una distancia de 15 a 40 km, desde Guatemala hasta el Golfo de Fonseca. Es un sistema estructural volcánico-tectónico que debió tener su origen en el Plioceno superior, donde se ubican los principales volcanes del país, además de los más importantes lagos.


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El elemento estratigráfico está formado por una serie con un espesor de más de 1500 metros, que recibe el nombre de Estrato del Bálsamo integrado por aglomerados densos y gruesos junto con capas delgadas de lava andesítica, estratos de toba e intercalaciones de ignimbrita. Se atribuye su formación al Plioceno. Sobre esta formación pliocena se dispone una serie compuesta por arcilla roja y productos piroclásticos volcánicos de edad pleistocénica en bancos de 20 a 40 metros de espesor. La Cadena Costera, consta de tres macizos orográficos independientes, que de Este a Oeste los identificamos con el nombre de Tacuba-Apaneca, El Bálsamo y Jucuarán-Intipuca. En la cadena se insertan formaciones volcánicas de tipo central, donde es fácil localizar el foco de actividad. Se individualizan más de 50 volcanes, tales como Santa Ana, Izalco, San Salvador, San Vicente y San Miguel; algunos de ellos todavía se encuentran activos. El carácter de las lavas producidas es basáltico y la mayoría de los productos piroclásticos son de carácter dacítico. Existen también depresiones volcano-tectónicas, tales como los Lagos de Ilopango y Coatepeque. El flanco meridional de esta cadena montañosa está disectado por muchos cañones profundos y paralelos, por los que corren los cursos de agua que drenan hacia el mar.

La Cordillera Tacuba-Apaneca

Se trata de un conjunto orográfico integrado por dos cadenas conectadas, la de Tacuba al Oeste y la Apaneca al Este. La cordillera de Tacuba está separada de la línea costera unos 30 km, alcanza alturas de 1400 m en la Cumbre del Caballo. La topografía es muy accidentada con una espina longitudinal de la que se separan valles y lomas transversales que caen abruptamente hacía el océano, dando lugar a profundas gargantas y hondonadas. La pendiente norte se presenta más suave. Esta Cordillera de Apaneca se encuentra en el extremo oriental de este conjunto y está formada por unos 14 volcanes geológicamente jóvenes. En ella se localiza el Parque Nacional de los Volcanes, que se extiende desde el volcán Cerro Grande de Apaneca hasta la Caldera del Lago Coatepeque en la región centro-occidental de El Salvador integrando los volcanes de Santa Ana, Izalco, y Cerro Verde. El Volcán de Santa Ana, también denominado Llamatepec es el volcán más alto del país con 2381 m. En su falda Sur y Sureste se encuentran los volcanes de Izalco y el Cerro Verde. El volcán de Santa Ana tiene un cráter circular con un diámetro aproximado de 1,5 km en el cual existen evidencias de subsidencia y migración progresiva del conducto hacia el Sureste.

Fig. 6: Vista del Volcán de Santa Ana desde Izalco (Martín López, 2006).


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En el fondo del mismo se encuentra una laguna con agua ácida cuya profundidad oscila entre 13 y 27 m de profundidad según el periodo del año. Al Oeste de la laguna, también en el interior del cráter existe un campo de fumarolas que permanentemente emiten gases azufrosos calientes. Las erupciones históricas han sido moderadas explosivas freáticas y freatomagmáticas, donde el agua superficial o subterránea interactúa con magma y se produce la emisión de gases, cenizas, escorias y bombas volcánicas. a) b)

Fig. 7. Cráter del Volcán Santa Ana e Izalco. a)de www.geo.mtu.edu y b)de Martín López, 2006. El Volcán de Izalco está tan sólo a 25 km de la costa, es conocido como El Faro porque sus explosiones y ríos incandescentes de lava eran visibles desde muchas millas mar adentro. Este volcán estuvo activo de 1945 a 1965 y alcanza una altura de 1985 m.

Fig. 8: Volcán de Izalco (Martín López, 2006).

Fig. 9: Caldera o Lago de Coatepeque (http://usuarios.lycos.es/geomiguel/coate2.html)


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La Cordillera de El Bálsamo. La morfología de esta cordillera se presenta muy escarpada la vertiente Norte, mientras que en la vertiente Sur es mucho más suave.

Fig. 10: La Cordillera de El Bálsamo (www.geocities.com).

La parte mas elevada de la cordillera se caracteriza por la presencia de frentes y paredes sub-verticales en correspondencia de los depósitos piroclásticos, dichos depósitos se encuentran en disposición sub-horizontal sobre una formación de tobas y su espesor varía entre 10 y 40 m. intercalados hay niveles de pómez de pequeño espesor, que pueden constituir zonas preferenciales de deslizamiento. El nivel de las tobas constituye una capa de base, con grado de compactación y características mucho más altas que sobre las que se asientan. En esta parte de la Cadena Costera destaca el Volcán de San Salvador, conocido como El Boquerón, alcanza una altitud de 1893 m.

Fig. 11: Volcán San Salvador ( www.stfrancisdesalescatholicchurch.org).

Fig. 12: Cráter del Volcán San Salvador ( www.geo.mtu.edu).


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El volcán es de carácter andesítico, ha crecido dentro de la caldera de 6 km de ancho, está formado debido al derrumbe de un volcán más antiguo, hace aproximadamente 40.000 años. La Cumbre del El Boquerón es truncada por un cráter escarpado, amurallado de 1.5 km de ancho y 500 metros de profundidad. La Caldera de Ilopango es una depresión que mide 11 km en dirección Este-Oeste y 8 km en la dirección Norte-Sur, alcanza una altitud de 438 m. La caldera se encuentra en el margen Sureste

del Graben Central, el cual es identificado por los 300-500 m de grades fallas escarpadas en el borde Sureste del lago; las fallas al Noreste no se reconocen fácilmente, sin embargo, una de esas fallas orienta el río Desagüe, el cual es la salida del lago. Los bordes del lago presentan unas morfologías semicirculares muy irregulares. Fig. 13: Caldera de Ilopango (www.4elsalvador.com).

El Volcán de San Vicente, también conocido como Chichontepec, se eleva de forma aislada al SE del Lago Ilopango. Este volcán presenta materiales andesíticos de edad pleistocenica. El volcán de San Vicente, con 2182 m, es el segundo más alto de El Salvador, creció dentro de la caldera para formar un volcán doble con cráteres de cumbre orientados a lo largo de una línea WSW-ENE.

Fig. 14: Volcán de San Vicente (www.upan.edu.sv). La Cordillera de El Tigre se encuentra en la parte Oriental de El Salvador, en ella hay diferentes picos volcánicos del que sobresale el humeante cráter del volcán Chaparrastique o San Miguel.

El Volcán de San Miguel es conocido en la zona como El Chaparrastique, su cumbre alcanza una altitud de 2130 m y es uno de los más activos de El Salvador.

Constituye un edificio alto de forma cónica, con fuertes pendientes y de aspecto joven. Los materiales que lo conforman, consisten en intercalaciones de coladas de lava, de composición basáltica y basáltico-andesítica cenizas y arenas volcánicas, escorias, bloques y bombas que se apilan formando un estrato-volcán.


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Fig. 15: Volcán de San Miguel (Martín López, 2006).

El volcán, que se extiende entre la planicie costera al Sur y el Graben Central al Norte crece en la intersección de fallas geológicas.

La Cordillera de Jucuarán-Intipucá

Se encuentra en la parte sudoriental de El Salvador prolongándose hasta el Golfo de Fonseca. En ella la culminación más destacada es la que describimos a continuación. El Volcán de Conchagua, es el más destacado de la zona a 4.6 km al Sureste de la villa de Conchagua con una elevación de 1243 m, se puede considerar extinguido. Está totalmente cubierto de vegetación. La colada de lava que arrojó en tiempos remotos se petrificó y conforma gran parte de la costa situada al pie del volcán, en el Golfo de Fonseca Fig. 16 Volcán Conchagua (www.marn.gob.sv). El amplio Golfo de Fonseca está compartido por El Salvador, Honduras al Este y Nicaragua al Sur. Su singularidad radica en la superposición sobre el mismo espacio de los rasgos físicos que en el resto de El Salvador están diferenciados en la Llanura aluvial y la Cadena volcánica Costera.

De esa forma se entrelazan verdes y majestuosos manglares sobre terreno aluvial, grandes edificios volcánicos y las consiguientes playas de arena negra. Fig. 17: Golfo de Fonseca (Martín López, 2006).


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El litoral, en vez de presentar la barra rectilínea que la deriva litoral perfila en el resto del país, se encuentra salpicado por las islas generadas por los sucesivos asomos volcánicos, alineados en un eje que se extiende desde el litoral salvadoreño hasta el violento volcán Consigüina en Nicaragua De este archipiélago las principales islas pertenecientes a El Salvador son Meanguera, Meanguerita y Conchaguita, Meseta o Graben Central.

Las fuerzas que ejercían compresión por la subducción de la placa de Cocos bajo la del Caribe, produjeron una deformación en la corteza continental que se tradujo en el surgimiento de una estructura anticlinal orientada Este-Oeste, donde se fueron desarrollando una serie de fallas con ese mismo rumbo. Las dovelas centrales comenzaron a hundirse de forma gradual, dando paso a la formación del Graben Central o Depresión Central entre el Plioceno Inferior y el Medio (5-3 m.a.).

Fig. 18: Vista del Río Lempa a su paso por el Graben Central (Martín López, 2006). La parte Occidental del graben se extiende desde el Río Paz hasta el lago Ilopango en su extremo más Oriental y está formado por un relleno de 400 a 800 metros compuesto por pómez, escorias, lapilli, toba y lava, con estratificaciones primarias a los que se agregan los materiales coluviales y aluviales. Las lavas, en su mayoría, tienen carácter basáltico-andesítico, en tanto que los productos sueltos tienen a veces carácter dacítico riolítico. La base física de la zona está formada por un ensamblamiento heterogéneo de rocas volcánicas formadas tanto por erupciones explosivas (extensas carnadas de toba, pómez, cenizas, aglomerado y breccia) como por lavas basálticas y andesíticas. El lago de la Güija se encuentra en la frontera de El Salvador y Guatemala, a una altitud de 430 m y ocupa una superficie aproximada de 45 km². Vierte su caudal en la margen derecha del Río Lempa por el río Desagüe.


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Fig. 19: Lago de la Güija (www.travel.webshots.com) Dos grandes penínsulas estrechan el lago. En la parte salvadoreña, el lago abarca una superficie de 32 km², y se encuentran las islas Tipa y Cintular, La formación de este lago se debe a la obstrucción de valles y ríos de la zona por una corriente de lava del volcán San Diego. En la meseta se han formado varios embalses drenados principalmente por el río Lempa, entre ellos están del Cerrón Grande, el embalse 5 de Noviembre y el de 15 de Septiembre. El embalse Cerrón Grande corresponde a un humedal de origen artificial, fruto de una represa construida sobre el río Lempa con la finalidad principal de la generación de energía eléctrica. Este embalse se sitúa sobre una planicie aluvial con relieve plano a ligeramente ondulado con inclinaciones que no superan el 10%. Sobre esa planicie descargan las cuencas de numerosos ríos y arroyos que vierten al Lempa. Geológicamente, el sitio esta constituido por una secuencia de materiales volcano-sedimentarios del periodo pleistoceno, con tobas ácidas intermedias y sedimente fluviales y lacustres donde predominan detritos y fragmentos provenientes de la meteorización de roca volcánica más antigua.

Fig. 20: Embalse Cerrón Grande ( www.guanacosonline.org). Entre el embalse del 15 de Septiembre y el Volcán de San Vicente encontramos las llanuras de San Vicente están sustentadas generalmente por rocas piroclásticas del Terciario Superior, que incluyen una serie heterogénea de breccia volcánica, aglomerados y tobas, intercalados con derrames de lava.


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En la zona localizada en la parte oriental del graben encontramos terrenos con elevaciones menores de 100 metros sobre el nivel del mar. Adyacentes a estas áreas hay planicies a mayor nivel y un poco más inclinadas. Por lo general los suelos son profundos y permeables, de estructura franco arenosa y franco arcillosa. Las capas inferiores están constituidas en su mayor parte por cenizas, polvos y gravillas volcánicas. En esta llanura destacan dos elevaciones aisladas, una de ellas se encuentra al Sur del Embalse Cerrón Grande y es el Volcán de Guazapa; la otra elevación es una mesa o cerro conocido con el nombre de Cerro Cacahuatique, éste se localiza al Norte de la Sierra de Jucuarán y al Este del embalse 15 de Septiembre. El Volcán de Guazapa se eleva más de 1000 m sobre el Gran Graben Central, al NE de San Salvador, alcanza una altitud de 1438 m. En este volcán predominan los materiales basálticos, sus flancos son cortados por profundos cañones.

Fig. 21: Volcán Guazapa ( www.4elsalvador.com).

El Cerro Cacahuatique se eleva en la zona Noreste del país, y esta limitado al Norte por el valle del río Torola, se formó en el Pleistoceno y los materiales que lo conforman son piroclastos y lavas andesíticas recientes.

Fig. 22: Cerro Cacahuatique (www.ciudadbarrios.isdem.gob.sv) La Cadena Septentrional.

La Cadena Septentrional o Montaña Fronteriza ocupa la región, que se extiende a todo lo largo del borde Norte de El Salvador en su frontera con Honduras y Guatemala. Esta cordillera, que culmina en el Cerro El Pital (2,730 m) y el Montecristo (2,447 m), constituye una prolongación de la Cordillera Centroamericana que se extiende hacia el sur de Honduras. Fig. 23: Cerro Pital (www.sica.int)


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El relieve presenta cimas angulosas, con pendientes pronunciadas y profundamente disectadas, valles angostos y cañones profundos. Está formada por un grupo diverso de rocas volcánicas y sedimentarias. En la base se encuentran las rocas más antiguas de El Salvador, la Formación Metapán del Jurásico Superior y Cretáceo Inferior, que afloran en el extremo Noroccidental. Esta formación incluye intercamadas de arenisca, lutita, conglomerado, marga, y caliza, con ocasionales estratos de toba y breccia. En algunas localidades, estas rocas tienen intrusiones de diques de granito, granodiorita y diorita del Cretáceo Superior o del Terciario Inferior. Sobre la roca calcárea son comunes las cavidades kársticas con estalactitas y estalagmitas. Sobre estas rocas se disponen una serie del Terciario Inferior, integradas incluyen lavas meteorizadas de andesita y basalto asociadas con fonalita, tracita, dacíta y riolita. Estas rocas se encuentran intercaladas con rocas volcánicas piroclásticas y sedimentos detríticos, que incluyen arenisca, conglomerados, y localmente carnadas de materiales diatomáceos y arcillas carbonáceas. Las lavas parecen que fueron expelidas en erupciones de fisura durante el establecimiento de la Cordillera Centroamericana, mientras que la ocurrencia extendida de intercamadas de materiales piroclásticos parece indicar que erupciones explosivas provenientes de cráteres centrales fueron comunes durante la deposición de estos materiales. Durante la acumulación de las lavas los ríos fueron erosionando activamente las áreas altas adyacentes y depositando materiales detríticos en las áreas bajas. Estos materiales fueron incorporados con los flujos de lava y rocas piroclásticas como arenisca y conglomerado. Las carnadas de diatomeas y arcillas carbonosas fueron posiblemente depuestas en cuencas lacustres poco profundas formadas por la acción de los flujos de lava. Las quebradas profundas y las crestas estrechas determinan la morfología de la zona, debido a la intensidad de las fuerzas erosivas. En los valles estrechos se hallan sedimentos recientes y antiguos, estos últimos fuertemente meteorizados. La Zompopera es una zona que merece una mención especial, se trata de un barranco que se expande a gran velocidad en el cerro Miramundo, zona montañosa compartida por varios municipios de Chalatenango, entre ellos La Palma y San Ignacio. La Zompopera está a nueve kilómetros de La Palma, cubre un área de aproximadamente 1.080 metros cuadrados, con más de 500 metros de profundidad y 550 metros de ancho.

Fig. 24: Cárcava la Zompopera (Vista aérea Google Earth).


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La Zompopera es la cárcava más grande de Centroamérica y actualmente es objeto de numerosos estudios y necesita de una intervención urgente puesto que el riesgo de deslizamiento de sus laderas, afectaría a varios municipios, como El Aguacatal, La Minas y Bella Vista. Los deslizamientos que se producen cada segundo y que se agudizaron con los terremotos y las lluvias, han provocado el colapso de varios ríos de la zona lo cual incluso pone en riesgo una presa cercana. En la zona de Berlín (Usulután) también se da este tipo de morfoestructuras, se producen cárcavas pero de menores dimensiones.

En el Noreste del país se elevan los macizos de Nahuaterique-Coroban y Sabanetas, que alcanzan alturas de hasta 1900 m, en esta zona destaca la existencia de cascadas y ríos con aguas cristalinas, tales como El Sapo, el Negro y Talchigua. Fig. 25: Río Talchigua. (Martín López, 2006)


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3.3. DEFINICIÓN DE LA ESTRUCTURA GEOLÓGICA DE EL SALVADOR Se ha desarrollado un esquema general de la estructura geológica de El Salvador actualizado, escueto, riguroso, documentado, crítico y articulado, que permita una progresiva profundización en la materia. Como referencias fundamentales cabe destacar la síntesis de Fritz Durr, Geología de El Salvador, desarrollada en la década de los 70, marco general y la exposición geológica que se plantea en la Tesis de Dagoberto Arévalo Herrera (2005), Evaluación de la Vulnerabilidad Intrínseca del Acuífero Opico- Quezaltepeque, a través de Datos Geofísicos, Pozos y Análisis Hidrogeoquímicos. El Salvador. A continuación se describen todas las conclusiones obtenidas, fruto de la investigación documental en relación a la geología de forma textual. En El Salvador la edad de los afloramientos es extraordinariamente joven, pues no se encuentran manifestaciones previas al Jurásico. Se omiten así las interminables secuencias paleozoicas y las siempre difíciles referencias al Precámbrico, que se pueden encontrar en estratigrafías como la española, e incluso, dentro del Mesozoico, tampoco quedan manifestaciones litologías del Triásico.

Fig. 26: Fragmento del esquema del Tiempo Geológico donde se encuadra los materiales de El Salvador.

0 Holoceno

1.8 Pleistoceno

SuperiorMedio

Inferior

22.5

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TIEMPO GEOLÓGICO

(millones de años)EONES ERATEMA SISTEMA SERIE

F A N E R O Z O I C O

CENOZOICO

CUATERNARIO

TERCIARIO

NEOGENO

Plioceno

Mioceno

PALEOGENO

Oligoceno

Eoceno

Paleoceno

Superior

Superior

JURASICO

Malm

Dogger

Lias

141

195

230

TRIASICO

MESOZOICO

CRETACICO


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Esto es, toda la estratigrafía de El Salvador viene a equivaler a la segunda mitad del Mesozoico (el Jurásico es tardío) y al Cenozoico, (Terciario + Cuaternario), que sólo llega a representar el 95% de los afloramientos. Se trata, en definitiva, de un país básicamente cenozoico. En este reducido ámbito temporal se diferencian con claridad dos secuencias, una inicial y fundamentalmente sedimentaria, que es superficialmente reducida y periférica en su distribución y otra mayoritaria, ampliamente extendida y más reciente que es, ante todo, volcánica. Serie Sedimentaria Previa

La primera serie, la sedimentaria, corresponde a la formación que se ha denominado Metapán, por ser ésta la zona del NW en la que se ubica con exclusividad. 1 En esta formación de Metapán se diferencian dos conjuntos estratigráficos fundamentales, uno de caliza, que ocupa una posición intermedia y otros de conglomerados de materiales variados, que se dispone sobre y bajo la serie calcárea. A eso cabe añadir un nivel de rocas volcánicas, que aparecen de todas formas también intercaladas con el resto. En definitiva, en esta primera serie sedimentaria, se definieron tres formaciones y un nivel intercalado de rocas volcánicas, designadas respectivamente de abajo antiguo (1) a arriba, reciente (4): (lectura de abajo a arriba)

Formación Valle de Ángeles

En esta formación de nuevo aparecen conglomerados en la base y areniscas en niveles superiores, (como la inicial de Todos los Santos) designada como de “capas rojas” por el impacto visual de esta característica cromática, 2 potencia 450 m. Su edad es problemática, pues mientras que en Weber (1979) se plantea como del Cretácico Superior, en Durr (1956) se considera del Mioceno Inferior. En el mapa Geológico Alemán se les da una edad incierta finicretácico- paleógena.

Formación Yojoa

Se trata de una formación calcárea (caliza y calizas margosas), aunque también con capas rojas intercaladas que lo dividen en dos series fundamentales inferior y superior, 140 m. Son las únicas calizas de todo el registro salvadoreño. Formación Volcánica

Fundamentalmente es de andesita, (es decir, de quimismo intermedio) con tonalidad violeta y una potencia de 100 m, atribuido al Albiense, esto es el comienzo del Cretácico Superior. Formación Todos los Santos

Esta constituida por conglomerados basales y areniscas somitales3, al que se le ha señalado un metamorfismo de bajo grado y una potencia de 350 m y edad entre Jurásico y Cretácico Inferior, 4(Finch 1979). El metamorfismo es de contacto, generado por las intrusiones magmáticas posteriores (Fritz Durr). El principal dilema cronológico de esta serie consiste en definitiva en la datación de la formación más reciente de Valle de Ángeles. Lo más lógico es pensar que las necesarias condiciones de homogeneidad genética que aseguran la correspondiente homogeneidad litológica de la formación no se mantengan durante larguísimos periodos de tiempo, y que, independientemente de la edad que se le atribuya, cretácica o miocena, parece bastante probable la existencia de un largo lapso de tiempo sin manifestaciones litológicas, que abarcaría, en ambos casos todo el Paleógeno.

1 Fue definida por Durr 1956 (cuadro 1 del anejo). 2 Definida por Carpenter 1954 3 Definida por Sapper 1894. 4 La antigüedad se limita al Cretácico Inferior según parecer de Durr, omitiéndose el Jurásico, lo que rejuvenecería aún más la estratigrafía salvadoreña.


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Con esta hipótesis, la perspectiva cronológica de El Salvador se restringiría aún más a una historia neógena (miocena+pliocena) + cuaternaria con sólo un preámbulo cretácico. Serie Volcánica Morazán, Chalatenango, Bálsamo y Cuscatlán. El segundo gran conjunto corresponde a una alternante sucesión de rocas magmáticas, que se manifiestan en su doble vertiente, de forma menos frecuente como intrusivas plutónicas y de forma más generalizada como volcánicas. Este carácter volcánico fundamental esconde a su vez una doble modalidad, tanto lavas originalmente líquidas, como piroclastos volcánicos sólidos, que aparecen como piroclastitas como referencia general, cenizas más específicamente o si están consolidados como tobas. Meteorizados, estos piroclastos se designan como epiclastitas. Las lavas se asocian a emisiones más tranquilas y los piroclastos a las más violentas, de tipo explosivo. Esto se produce en las cuatro formaciones fundamentales del magmatismo-vulcanismo salvadoreño (Morazán, Chalatenango, Bálsamo y Cuscatlán) sólo la quinta formación, la última, la de San Salvador es más compleja, será tratada en el apartado siguiente. Las referencias de estas formaciones tienen un sentido geográfico que es bastante útil para la comprensión de los afloramientos: Morazán y Chalatenango son departamentos de los territorios norteños serranos, Morazán al NE y Chalatenango en el Norte; Bálsamo es el nombre la sierra del Sur y Cuscatlán de un departamento justo del centro del país. Las sucesivas formaciones presentan manifestaciones magmáticas, tanto de lavas como de piroclastos como de intrusiones, aunque de las tres son las lavas las más frecuentes. Las sucesivas formaciones se van diferenciando además por niveles de quimismo específico, ácido, intermedio o básico, que para las rocas volcánicas corresponden a basáltico, andesítico y dacítico-riolítico, y que para las formaciones intrusivas a gabroide, diorítico y granítico respectivamente.

Fig.27: Columna estratigráfica correspondiente a la formación Morazán-Cuscatlán.


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En conjunto las cuatro formaciones descritas determinan tres grandes episodios de carácter ácido que se van alternando con otros no ácidos, como se puede inferir de la siguiente secuencia: En la formación más antigua, Morazán, se distinguen dos niveles, uno basal ácido y otro superior intermedio-ácido. Chalatenango más moderno vuelve a ser ácido. Estas series son las de vulcanismo viejo, que resulta ser, sólo del Mioceno. En las series más recientes pliocenas y cuaternarias se produce una situación análoga. La formación del Bálsamo corresponde a lavas básico-intermedias, mientras que la superior de Cuscatlán5 presenta dos niveles: uno basal ácido y otro superior básico-intermedio. De esta manera, si planteamos una consideración meramente químico-litológica cabría diferenciar para este tramo 6 niveles, que de abajo (7) a arriba (12) serían:

12: Básico-intermedio 11: Ácido 10: Básico-intermedio 9: Ácido 8: Intermedio-ácido 7: Ácido

Y que en una correspondencia 2-1-1-2 se asociarían con las mencionadas formaciones Morazán, Chalatenango, Bálsamo y Cuscatlán. En cada uno de los niveles se suceden fases de lavas (designadas como efusivas) y de piroclastitas, aunque no de forma pura, pues las lavas contienen niveles de piroclastitas intercalados y viceversa. Esto se produce en todos los niveles, por lo que en definitiva cabría dar un (sencillo) paso más en el esquema de formaciones, diferenciando en cada nivel L= lavas efusivas y P= piroclastos y en la de Chalatenango además rocas I= intrusivas. De esta forma se obtendría:

12: Básico-intermedio: 12 L lavas y 12 P piroclastos 11: Ácido 11L lavas y 11 P piroclastos 10: Básico-intermedio 10L lavas y 10 P piroclastos 9: Ácido 9 L lavas y 9 P piroclastos, 9I intrusivas 8: Intermedio-ácido 8L lavas y 8 P piroclastos 7: Ácido 7L lavas y 7P piroclastos

En Evans,S.G y Bent,A.L, el nivel 10, correspondiente a la formación Bálsamo se equipara a lo señalado como B1 (10L) y B2 (10P); por otra parte los niveles 11 y 12 de la formación Cuscatlán se fusionan en uno sólo, que corresponden al C1(11L+12L) y C2 (11P+12P). En Evans se han podido diferenciar dentro de la serie materiales inalterados (5 del gráfico) importantes espesores de niveles meteorizados (3 del gráfico) y también niveles entremezclados con paleosuelos (4 del gráfico) A este esquema sólo habría que añadir las formaciones sedimentarias de origen fluvial, que están presentes en la cuenca del río Lempa del centro del país y que corresponden a formaciones de origen fluvial de este río, por lo que en la formación pleistocena de Cuscatlán, que cabría diferenciar en un nivel 11+12 FL (fluvial). Se trata en definitiva en la típica formación cuaternaria de materiales aluviales antiguos. Formación de San Salvador La formación que queda por analizar es únicamente la llamada Formación San Salvador, la más reciente, ubicada en el Cuaternario hasta la actualidad, esto es, en tiempos pleistocenos y holocenos. 5 Las dos formaciones definidas por Wiesemann 1975


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Por una parte se mantiene la dualidad fundamental anterior entre lavas volcánicas y piroclastos/cenizas/epiclastitas, existiendo materiales de tipo intermedio-básico (esto es andesítico a basáltico) y de tipo ácido, dacítico, tanto en lavas como en material piroclástico6. Una vez afirmado esto, es necesario matizar que por su frecuencia las lavas son mayoritariamente intermedias-básicas, lo que se asocia a erupciones moderado-tranquilas y los materiales piroclásticos de carácter ácido, más asociados con episodios explosivos. Dentro de los materiales piroclásticos se produce una diferenciación en función de la coloración, muy manifiesta en el terreno entre marrón y blanca, que corresponde a lo que se ha designado respectivamente con los elocuentes nombres de Tobas Color Café y Serie Blanca. A pesar de esta oposición parece ser que la diferencia no radica en una diferente naturaleza, y así en el Mapa Geológico Alemán queda claramente definido que las tobas de color Café “corresponden a piroclastitas ácidas meteorizadas como epiclastitas” y más recientemente se ha considerado que se trata de “ceniza que, por oxidación, pedogénesis y meteorización, han adquirido un color café mas o menos claro” (C.Lotti). En cualquier caso se presenta una incertidumbre cronológica en cuanto a su definición, que se abordará más tarde. De esta forma se dispondrían de una serie de secuencias:

13PB: Piroclastos de la serie Blanca, muy poco consolidados. Su origen se relaciona con la explosión de la Caldera del Ilopango y presenta una potencia que varía en función de la lejanía del centro emisor.

13 PC: Piroclastos de color Café, interpretados como epiclastitas, piroclastos meteorizados.

13 LIB: Lavas intermedio-básico y en menor medida ácidas 13LA. A esto habría que añadir los materiales sedimentarios resultado de la acción de los ríos y de la dinámica de vertientes, especialmente los flujos de bloques. Los aluviones presentan características comunes de las formaciones cuaternarias a nivel mundial, ubicadas en torno a los ríos, las depresiones (laguna de Olomega, valle de Zapotitán…) y las planicies costeras.

Los flujos de bloques se consideran desencadenados tanto por contextos de intensas precipitaciones como tras sacudidas sísmicas y presentan por lo general una extensión local, sólo alcanzando excepcionalmente manifestaciones regionales, como en el flujo de bloques de Acajutla, que irrumpe en la costa. En definitiva habría que añadir 13S, materiales sedimentarios, en diversos contextos morfogenéticos Especificando a continuación las relaciones con otras clasificaciones:

13PB: Piroclastos de la serie Blanca, corresponde a la serie SS1 de Evans.

13 PC: Piroclastos de color Café corresponde a la serie SS2 de Evans.

A diferencia de las series anteriores las formaciones volcánicas están siempre referidas a unos focos volcánicos individuales, que en las otras formaciones anteriores no son reconocibles en muchos casos. No obstante este carácter individual, se reconocen dos series de sucesiones de explosiones que alcanzan un nivel de referencia más que local y que han dejado su manifestación actual en sendas calderas volcánicas, la de Coatepeque y la de Ilopango. Aunque geográficamente disjuntas, el alcance de los materiales piroclásticos han hecho adquieran nivel de referencia general.

6En el Mapa Geológico Alemán, no en Evans por ejemplo, se reconocen además otras lavas de carácter ácido. En J.J Mayor et al. se reconocen material piroclástico de carácter intermedio-básico


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Las primeras en actuar son las que corresponden al Coatepeque, en donde Pullinger 1998 diferenció tres grandes erupciones, correspondiente a las formaciones Bellavista, Arce y Congo:

La formación Congo, presenta una datación de 56900 BP.

La Arce 72.000 BP, la de mayores dimensiones es la responsable de la formación de la caldera.

La formación Bellavista, inicial 77.000 BP. En este contexto, después de las tres manifestaciones eruptivas del Coatepeque se ubicaría la inmensa avalancha de bloques de Acajutla, que llegaría hasta el mar y se prolongaría en el cabo del mismo nombre. Tras servir como indicador de referencia general el Coatepeque Occidental, el Ilopango, más Oriental toma el relevo. Las manifestaciones eruptivas del Ilopango sirven ahora como referencia temporal tomando el elocuente nombre de Tierra Blanca. En la serie de la Tierra Blanca se reconocen al menos 4 secuencias piroclásticas (Hart y Steen –Mc Intryre, 1983), cada una de las cuales está separada de las otras por un paleosuelo marón a marrón rojizo de entre 10 y 20 metros de espesor. Se han numerado, pero en orden inverso al habitual de moderno a antigua, TBJ a la moderna, TB2, TB3 y TB4, la más antigua. Se considera que todas tienen la Caldera del Ilopango como origen. Todas ellas tienen horizontes de acumulación bien desarrollados, que indican que poseen desarrollo edáfico, formación de arcillas y poseen un color predominante color marrón rojizo. Parece entonces que el término “Toba color café” no tiene un sentido cronológico preciso, más que ser más antigua que la Tierra Blanca Joven y por lo tanto coinciden, paradójicamente, en el tiempo con los episodios de tierra blanca anteriores, el TB2,el TB3, el TB4 y los piroclastos del Coatepeque. Se trataría de una forma de presentarse, epiclastita y no de una referencia temporal en sí. La serie TB4 se reconoce posterior a los 56900 años, en los que se ha datado la serie Congo del Coatepeque a la que se superpone.

Para la TB3 se estima una edad de unos 30.000 años (Rose et al. 1999).

Para la Tierra Blanca Joven se ha planteado un a edad de 430 ac. (Dull et al. 2001) que coincide con la civilización maya inicial.

En detalle en la TBJ la serie piroclástica queda dividida por un nivel intermedio con niveles de granulometría más gruesa.

Sirviendo las series Coatepeque+ Ilopango (=Tierra Blanca) como un marco de referencia supracomarcal, las diferentes peculiaridades de los centros de emisión volcánica generan un panorama diverso. De todas formas el esquema, aunque complejo, cabe abordarse diferenciado en los cuatro grandes focos de emisión que se suceden de Oeste a Este, el de Izalco-Santa Ana, el de San Salvador (Boquerón-Picacho), el de San Vicente y el de San Miguel, a los que habría que añadir los de las manifestaciones del propio Ilopango. Volcán de Santa Ana-Izalco Respecto al área más occidental, de Santa Ana-Izalco, el moderno volcán Santa Ana se habría elaborado después de la erupciones del Coatepeque (posterior a los 5900 años referidos) y muy posterior en este área resulta crucial la fecha de 1770 como la de la formación del Izalco, adherido al de Santa Ana.


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Fig. 28: Columna estratigráfica correspondiente al Volcán de Santa Ana. Volcán de San Salvador El complejo Boquerón-Picacho forma lo que se designa como volcán de San Salvador, que como el Santa Ana es relativamente joven. Su origen explosivo se puede establecer con relativa precisión al encontrase intercalado entre los niveles TB4 y TB3 de la Serie Blanca, habría que añadir emisiones de lavas propias, moderado-tranquilas fundamentalmente andesítico-basálticas y otros tres episodios especiales explosivos:

La reciente erupción de 1917 que supuso la desaparición de un lago, de unos 80 m de profundidad (Sofield, 1998) y la creación de un cono de cenizas, llamado Boqueroncito, de unos 30 m de altura. (Sofield, 1998).

Erupciones menores de 1575 y 1658.

La erupción del 1200 dC. (800BP).

El G1, fechado en torno a 40.000 BP, al situarse entre las TB4 y la TB3. La influencia es sólo local en un espacio de aproximadamente 20 x 10 km.

Por otra parte como manifestaciones de aludes de bloques destacan:

La emisión de 1982 con 4 km de recorrido, con cerca de 500 víctimas.

La emisión de 1934 de trazado similar, sin víctimas, por la menor expansión urbana de San Salvador de entonces.

Volcán de San Vicente El volcán San Vicente se caracteriza por su falta de actividad reciente (su actividad es previa a las series blanca, pero de edad incierta). Como es normal se presenta la dualidad de las manifestaciones mayoritarias de lavas básicas-intermedias de erupciones tranquilas y los episodios, más cortos de piroclastos, fundamentalmente ácidos. Las fechas son inciertas, desde dos millones de años para las lavas, y cientos de miles para los piroclastos.


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Pero los flujos de bloque son numerosos en edad histórica, asociados principalmente a lluvias pero también a terremotos. Volcán de San Miguel En el volcán de San Miguel el origen es menos claro, estableciéndose en el documento “Síntesis Geológica del Volcán de San Miguel”, (extraído de la pagina web del SNET y realizado por el Departamento de Vulcanología de dicho organismo una fecha que oscila como pronto en torno a los 50000 años y como tarde en 10000 años, de San Miguel se reconocen 29 erupciones desde 1699 y su estratigrafía no se relaciona con la referencia de la Tierra Blanca asociada a las explosiones de la Caldera del Ilopango.

Fig. 29: Columna estratigráfica correspondiente al Volcán San Miguel. Su génesis se plantea pareja a la del volcán El Pacayal, más antiguo, situado justo al NE. Son también numerosos los flujos de bloques, también asociados principalmente a lluvias y sólo el de 1775 a terremoto. Intracaldera de Ilopango Con carácter más local se han analizado los sedimentos de la caldera del propio Ilopango, que sirven para establecer la plataforma de datación regional. Lógicamente y paradójicamente en el interior de la caldera los materiales difieren y significativamente no se encuentra la Tierra Blanca, sino que se presentan dos secuencias piroclásticas, separadas por una formación lacustre con datación:

Unidad de Bloques de San Agustín de 1-15 m.

Unidad Lacustre con datación de 43.650 BP de 1 a 6 m.

Secuencia Piroclástica (PDCS) de 1 a 30m, interpretada como la contrapartidaintracaldera de la Tierra Blanca TB4 extracaldera.


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Fig. 30: Columna estratigráfica de la Intracaldera de Ilopango. Síntesis Gráfica Como síntesis de este capítulo y resumen de todo lo expuesto anteriormente hemos realizado una serie de columnas estratigráficas, que tanto a nivel regional como a nivel local, son el documento gráfico que ilustra todo lo planteado hasta ahora. Las 10 columnas estratigráficas quedan estructuradas de la siguiente manera:

o Sucesión temporal Formación Metapán (Serie Sedimentaria) Formación San Salvador (Serie volcánica) Formaciones Morazán- Chalatenango (Serie volcánica). Formaciones Bálsamo-Cuscatlán (Serie volcánica)

o Variaciones locales de la Formación de San Salvador Volcán de Santa Ana Volcán de San Salvador Entorno urbano de San Salvador Volcán de San Vicente Volcán de San Miguel Intracaldera de Ilopango

En el mapa geológico alemán “República de El Salvador” aparecen más de 90 litologías diferentes con predominio del material volcánico y sólo escasas manifestaciones de litologías sedimentarias en el Noroeste del país. Nuestro trabajo comienza estableciendo una clasificación entre las distintas litologías magmáticas, para lo cual, en primer lugar atendemos al tipo de enfriamiento de la roca, si ha sido lento o rápido, diferenciando así las rocas volcánicas de las plutónicas. Dentro de las rocas volcánicas hemos tenido en cuenta el origen del material, si es líquido o sólido, de esta forma distinguimos las lavas de los piroclastos y por último las hemos ordenado según su grado de acidez o basicidad (quimismo)


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Fig. 31: Esquema de las Rocas Magmáticas.

ROCAS MAGMÁTICAS

Rocas Plutónicas ( se enfrían en el

interior de la tierra)

Rocas Volcánicas ( salen a la superficie

terrestre)

Lavas ( estado líguido)

Piroclastos (estado sólido)

Dacita (I. A)

Ignimbrita

Andesita (I. B)

Riolita (A)

Piroclastitas Ácidas-Int.

Piroclastitas Básicas-Int.

Piroclastitas Básicas-Int. Basalto (B)

Granito (A)

Sienita (I. A)

Diorita (I. B)

Gabro (B)

Leyenda A. (Acida) I. A. (Intermedia-Ácida) I. B. (Intermedia-Básica). B. (Básica)


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Las rocas volcánicas (lavas) son las rocas resultantes de la solidificación de las lavas que se extienden superficialmente, pueden ser compactas si los gases que existían en el magma se expulsaron por completo antes del enfriamiento, pero en la mayoría de los casos parte de los gases que se desprenden quedan incluidos en forma de burbujas, esféricas o alargadas, por deformación durante el desplazamiento de la colada. Para representar las rocas volcánicas optamos por el signo de una uve “v”, por lo tanto cualquier trama que contenga una “v” ya es indicativo de roca volcánica. Para representar el quimismo nos decantamos por intercalar con las “v” otro símbolo: si el material es ácido, no introducimos signo alguno, si es ácido intermedio introducimos el signo de la raya“-“; para indicar que es intermedio-básico lo representamos con el signo de la doble raya“=”, por último para los materiales básicos optamos por el punto“•”, obteniendo la siguiente secuencia:

Fig. 32: Secuencia de tramas de rocas volcánicas. Características de las rocas volcánicas representadas: Las riolitas y las andesitas son rocas de textura porfídica, generalmente perceptible a simple vista, y colores no muy oscuros, que están formadas fundamentalmente por plagioclasas, piroxenos y anfíboles. Las andesitas reciben este nombre por ser las rocas más abundantes en los volcanes de la cordillera de los Andes; se encuentra también en todas las regiones circumpacíficas (Japón, Filipinas, Islas Aleutianas, etc), y por supuesto en El Salvador. Las riolitas y las dacitas (que pueden considerarse como andesitas con abundancia de cuarzo) son rocas volcánicas que se suelen encontrar asociadas a las andesitas. Los basaltos son rocas oscuras formadas por olivino, un piroxeno (augita) y feldespatos plagioclasas; en general los magmas basálticos son muy fluidos, y por esta causa estas rocas son holocristalinas o contienen poco vidrio. Los basaltos pueden tener textura porfídica en la que destacan a simple vista los fenocristales de olivino (de color amarillo-verdoso) y los de augita (de color negro) sobre la pasta general oscura de la roca. Las rocas plutónicas también conocidas como intrusivas son el producto de la cristalización de magmas a profundidades considerables en la corteza terrestre, se presentan bajo una amplia gama de tamaños, son rocas que se caracterizan por su textura granuda, generalmente formadas por cristales de tamaño medio grueso y con una mineralogía variable, que permite su clasificación detallada. Los plutones pequeños o plutones en forma de masas delgadas laminares, suelen tener una textura de grano fino. El granito es una roca félsica en cuya composición dominan los feldespatos y el cuarzo presenta una coloración entre grisácea y rosada, según la variedad de feldespato potásico presente. La mayoría de los granitos tienen una textura lo suficientemente gruesa como para permitir identificar los minerales componentes a simple vista.


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El nombre de sienita viene de la ciudad egipcia de Siena (la actual Assuan), a orillas del río Nilo, de dónde en la Antigüedad se extraía la roca. La sienita es una roca ígnea que despierta gran interés científicamente, a pesar que sus afloramientos son relativamente escasos. En la sienita cuarcífera y su equivalente extrusiva, la traquita, domina el feldespato potásico y existen proporciones relativamente bajas de cuarzo, feldespato plagioclasa, biotita y hornblenda. Las rocas sieníticas son de color claro. La diorita es una roca intrusiva importante; su equivalente extrusiva es la andesita, está muy difundida entre lavas asociadas a volcanes. En la diorita predomina el feldespato plagioclasa de composición intermedia, en tanto que el cuarzo es un constituyente minoritario. El gabro es una roca intrusiva importante, aunque no abundante. Su importancia queda muy empalidecida por su equivalente extrusivo, el basalto, que constituye vastas extensiones de coladas de lava.

Fig. 33: Secuencia de tramas de rocas plutónicas. La simbología elegida para denotar las rocas plutónicas es el signo “+”, si la trama no se acompaña de ningún otro símbolo, estaremos hablando de una roca plutónica ácida (granito), y de forma análoga a las rocas volcánicas, si intercalamos el signo de raya“-“ el material es intermedio-ácido, y si lo que queremos representar es una roca intermedia básica introducimos el signo de doble raya“=” y por último para denominar las rocas plutónicas básicas interferimos el signo de punto “•”. Las piroclastitas y las epiclastitas son fragmentos de lava incandescentes y rocas proyectadas a la atmósfera por erupciones de carácter explosivo. Como éstas son de una gran violencia y fuerza lanzan elementos de muy distintos tamaños, que van desde partículas minúsculas hasta bloques de varias toneladas. De forma análoga a la clasificación de las rocas plutónicas y volcánicas hemos establecido para los piroclastos la siguiente secuencia:

Como referencia para las piroclastitas hemos utilizado el signo de una uve tumbada “<”. Si las piroclastitas son ácidas no se acompañan de símbolo alguno, si son ácidas intermedias se intercala el signo de la raya “-“, si muestran carácter intermedio básico, introducimos el signo de la doble raya “=”, y si el quimismo es básico se introduce el signo de punto “•”.

Fig. 34: Secuencia de tramas de Piroclastitas y Epiclastitas.


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Clasificación de los piroclastos según su tamaño (de menor a mayor):

• Las cenizas volcánicas, o polvo volcánico (fino) cuya dimensión es de 0.003 a 2 mm. En este aspecto pueden ser comparables con las partículas de arcilla o limos semejantes a los depósitos lutíticos de las rocas sedimentarias. Esta clase de piroclástos tanto por su exiguo tamaño como por la violencia de las explosiones, alcanzan gran altitud, permaneciendo en suspensión mucho tiempo, e impulsados por los vientos de dominantes. Se depositan principalmente en los valles, colmantando sectores y formando presas para los ríos, cuya retención presionando sobre ellas acaba por romperlas provocando grandes desastres.

• Los lapilli son fragmentos de diversa forma y composición; pero cuyo tamaño es de 2 a 64 mm, equivalente a la fracción arena y gravas pequeñas de las rocas sedimentarias. Por su origen se distinguen escorias, trozas de lava que al caer están todavía fundidos e incandescentes. Pumitas (de piedra pómez), fragmentos vítreos fungosos, cuyas vacuolas corresponden a pequeñas ampollas de gas, que se escapan antes de llegar al suelo. Ignimbritas, que corresponden a “nubes ardientes”, que por ser muy densas, sus elementos caen pronto a la superficie, a muy altas temperaturas, que al enfriarse se sueldan entre si.

• Bombas tarazones de lava fundida de diámetro superior a 64 mm; que al ser proyectados rotan en el aire, y adquieren una forma elipsoidal. En algunos casos en su vuelo se consolidan en un reducido espesor en los bordes, mientras su interior sigue fundido; son las bombas de corteza de pan; porque esta costra externa se resquebraja. La mayor parte de ellas se solidifican en el suelo

• Bloques de tamaño mucho más grande, que están constituidas por facciones de rocas consolidadas de edificio volcánico o proceden de las rocas encajantes que se desgajan por el ascenso de los magmas, que en las explosiones pueden ser alcanzadas hasta más de diez kilómetros y con un peso que puede llegar a varias toneladas. Rocas Sedimentarias El proceso de formación de una roca sedimentaria se inicia a partir de la meteorización de las rocas existentes. A continuación, agentes erosivos como las aguas de escorrentía, el viento, las olas y el hielo los productos de meteorización y los transportan a una nueva localización, donde son depositados. Los restos meteorizados son barridos constantemente desde el lecho de roca transportados y por fin depositados en los lagos, los valles de los ríos, los mares y un sinfín de otros lugares. Normalmente las partículas se descomponen aún más durante la fase de transporte. Después de la sedimentación este material que pasa a denominarse sedimento se litifica. En la mayoría de los casos, el sedimento se litifica en roca sedimentaria mediante los procesos de compactación y cementación. El medio de transporte de estos materiales suele ser el aire o el agua. La mayor parte del sedimento se deposita de esta manera. Conforme se acumulan las pilas de sedimentos, los materiales próximos al fondo se compactan. Durante largos periodos, la materia mineral depositada en los espacios que quedan entre las partículas cementa estos sedimentos, formando una roca.

Fig. 35: Leyenda de tramas de las Rocas Sedimentarias.


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Las areniscas y las arenas son las rocas detríticas más abundantes y forman a veces por sí solas series estratigráficas de gran espesor. Pueden clasificarse de acuerdo con la composición mineralógica de sus granos y según la naturaleza del cemento que las traba, sus fragmentos son de menor tamaño que los conglomerados. Los conglomerados son rocas detríticas formadas por fragmentos de gran tamaño, suelen presentarse en las series de rocas sedimentarias como intercalaciones de espesor variable, puesto que se forman en condiciones de erosión intensa y transporte muy rápido de los fragmentos resultantes de la erosión. Las calizas son rocas de precipitación química que proceden de la precipitación del calcio y el anhídrido carbónico que existen en disolución en las aguas continentales u oceánicas; el calcio a su vez procede de la alteración de los minerales de las rocas plutónicas que tengan este elemento, o de la disolución de rocas calcáreas formadas en una época anterior; el anhídrido carbónico, de que existe en la atmósfera, producido fundamentalmente en los fenómenos de oxidación de los seres vivos o de descomposición de sus residuos y de los gases expulsados por los volcanes. Las calizas margosas son rocas en las que el carbonato cálcico está asociado a cantidades variables de arcilla, con predominio del carbonato cálcico CO3Ca. Generalmente se presentan bien estratificadas en grandes espesores de estratos superpuestos.


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3.4. MODELIZACIÓN DE LA PELIGROSIDAD DE DESLIZAMIENTOS EMPLEANDO TÉCNICAS ESTADÍSTICAS En la línea ya iniciada en los dos proyectos con Latinoamérica de la UPM anteriores (Nº AL05_PID_0037 y Nº AL06-PID-019) se ha continuado con la modelización de la susceptibilidad aplicando técnicas de regresión logística. Este estudio se dirige a evaluar la peligrosidad de deslizamientos inducidos por terremotos a escala regional mediante un modelo de regresión logística, considerando como variable dependiente la probabilidad de ocurrencia del deslizamiento (modelizada por una función sigmoide que toma valores entre 0 y 1) y como variables independientes los distintos factores que pueden intervenir en la susceptibilidad del talud al deslizamiento. Mediante esta metodología, trata de deducirse un determinado modelo de peligrosidad que es calibrado haciendo uso de un inventario de deslizamientos para la zona de aplicación. La metodología se implementa en un Sistema de Información Geográfica, donde se tienen almacenadas las distintas capas de información que deben relacionarse para calcular secuencialmente la susceptibilidad, la acción detonante y la peligrosidad, así como el inventario de deslizamientos para la verificación del modelo obtenido. Se ha desarrollado una aplicación para El Salvador, donde se ha considerado el escenario correspondiente al sismo del 13 de Enero de 2001 para calibrar los modelos de peligrosidad, junto con la información necesaria para definir tanto la susceptibilidad como la función detonante: cartografía digital a escala 1:25000, mapas geológicos, base de datos de precipitaciones y registros de movimiento fuerte para los sismos de 2001. Estos datos se han integrado en un Sistema de Información Geográfica, en el cual empleando diferentes procesos y algoritmos (álgebra de capas, krigging,…) se han generado las capas que representan las variables independientes del modelo, que en nuestro caso han sido: pendiente, elevación, orientación, precipitación media anual, litología, usos de suelo y rugosidad del terreno. Como resultado se han obtenido las variables con más influencia en la peligrosidad, así como un mapa de peligrosidad a los deslizamientos que se ha contrastado con el inventario existente, observando una alta concordancia entre las observaciones incluidas en éste y las zonas identificadas con mayor peligro en el mapa. Loa avances logrados en esta actividad se exponen en las siguientes publicaciones que se adjuntan en el anexo:

García-Rodríguez, MJ; Malpica, JA; Benito; B, Díaz, M. (2007). Susceptibility assessment of Earthquake-Triggered Landslides in El Salvador using Logistic Regression. doi:10.1016/j.geomorph.2007.06.001.

García Rodríguez, MJ; Benito, B; Malpica, JA; Morillo, MC (2007). Evaluación de la

Peligrosidad a los Deslizamientos en un SIG empleando Técnicas de Regresión Logística (Póster). Publicación: Resúmenes del 3er Congreso de Ingeniería Sísmica. Gerona (España), 8-Mayo 2007.


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3.5. ACTUALIZACIÓN DEL SIG Y DISEÑO DE UN MODELO DE DATOS PARA SU ORGANIZACIÓN. CREACIÓN DE METADATOS PARA CATALOGACIÓN DE LOS DATOS GEO-ESPACIALES QUE CONSTITUYAN DICHO MODELO Se ha diseñado un modelo de datos del SIG desarrollado en el contexto de proyectos previos y se ha creado además la estructura de los metadatos individuales correspondientes a los datos geo-espaciales que constituyan dicho modelo, para la integración futura en un catálogo conforme al Open Geospatial Consortium (OGC). El diseño del modelo de datos se está realizando siguiendo el lenguaje de modelado unificado (UML) y con el software adecuado para la construcción de diagramas de clases en la mencionada notación. La catalogación de los datos se está elaborando mediante la herramienta de edición de metadatos del programa ArcGIS, ya que es capaz de proporcionarlos conformes al estandar ISO19115 y el Núcleo Español de Metadatos (NEM). Los metadatos permitirán, si posteriormente se realiza un catálogo, localizar cualquier dato referente al proyecto a través de Internet. 3.5.1. MODELO DE DATOS El conjunto de datos que se introduce en un SIG está estructurado formando un modelo de datos. Este modelo es una representación simplificada de la realidad. Estos datos tendrán una posición definida por sus coordenadas y un sistema de referencia para ubicarlos en el mundo real. El diseño o modelado de un SIG, es una de las fases más críticas de su implementación. Un buen diseño aumenta la flexibilidad del sistema, amplía la comprensión de la realidad representada, favorece las migraciones de plataforma, minimiza el mantenimiento de datos y de las actualizaciones del modelo, y facilita la resolución de la mayoría de los problemas de gestión que se pueden presentar. En el diseño, se analiza el problema a resolver, definido por unos requisitos de usuario y a través de un proceso de abstracción y estructuración del mundo real, se definen con precisión los objetos relevantes, sus atributos y las relaciones que mantienen entre sí. Las metodologías clásicas, como los diagramas Entidad-Relación, han sido sustituidas por los diagramas de clases UML, que ha sido adoptado como lenguaje estándar de modelado de Información Geográfica en la familia de normas ISO19100. El modelo de datos de este proyecto describe los objetos, atributos, relaciones, reglas de consistencia, estructura y filosofía de los datos geográficos digitales vectoriales, con la finalidad de producir conjuntos de datos para ser gestionados por un SIG. Se trata de un Modelo de Aplicación (Application Schema) en el sentido que define ISO 19101 “Geographic Information – Referente Model”, un modelo conceptual para los datos requeridos por un campo de aplicación de la Información Geográfica específico, en nuestro caso la producción y gestión de datos consistentes, referentes al análisis de peligro de deslizamientos de laderas. Para la elaboración de este modelo de datos se está teniendo en cuenta la compatibilidad con los siguientes modelos de datos:

ISO 19101: “GEOGRAPHIC INFORMATION – REFERENCE MODEL”. ISO/TC 211 Secretariat.

ISO 19107:2003. “GEOGRAPHIC INFORMATION - SPATIAL SCHEMA“. ISO/TC 211 Secretariat. 2002-09-09.

CD 19137. “GEOGRAPHIC INFORMATION - CORE PROFILE OF THE SPATIAL SCHEMA”. ISO/TC 211/WG 7/19137 Editing committee. 2004-07-13.


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3.5.2. METADATOS Los metadatos informan a los usuarios sobre las características de los datos existentes de modo que sean capaces de entender “lo que representan” y “cómo lo representan” para que puedan buscar y seleccionar qué datos les interesan y consigan explotarlos de la manera más eficaz posible. En el contexto de Internet el concepto de metadato tiene utilidad para facilitar las búsquedas, intentando aportar la información necesaria para indexar los contenidos de los servidores y facilitar de esta forma la localización y recuperación de la información. La estructura y el contenido de los metadatos deben estar basados en una norma aceptada y ampliamente utilizada. Uno de los beneficios de las normas es que son fruto de la experiencia y del consenso, ya que han sido desarrolladas y revisadas por un grupo internacional de expertos que han aportado una considerable diversidad cultural y social.

• Descripción de Datos Geográficos mediante Metadatos (ISO19115 “Metadatos”) En el proyecto se está utilizando, para la descripción de los datos geográficos mediante metadatos, la norma ISO19115, aceptada como norma UNE por AENOR, puesto que los metadatos que se pretenden definir son de propósito específico. Dicha norma deriva del Dublín Core. Se recomienda en dichas normas, que la documentación, digital o en papel, que acompañe a un recurso u objeto sea lo más completa y exhaustiva posible, para facilitar su correcto uso y hacer su contenido comparable con el de otros recursos similares. Asimismo, es aconsejable que: compilación, metodología, normas y estándares, datos de contacto para recopilar nuevos datos y corregir errores, aparezcan también en los metadatos. Se ha decidido proporcionar metadatos utilizando esta norma, para que la información anterior sea recogida con la mayor amplitud y precisión posible.

• Metodología para la creación de Metadatos Los metadatos son la fuente de información que permite a los sistemas de búsqueda la localización de los recursos deseados, de acuerdo con un conjunto de pautas o criterios que deben ser utilizados. Para la creación y edición de metadatos geográficos se está utilizando la herramienta ISO Wizard de ArcCatalog (ESRI). Este editor cuenta con una interfaz ajustada a la norma ISO19115. Proporciona un modelo de metadatos y establece un conjunto común de terminología, definiciones y procedimientos de ampliación para los metadatos de la información geográfica. Una vez creados todos los metadatos, el siguiente paso será exportar todos los registros asociados a los datos del proyecto. Para ello se almacenará la información en forma de archivo de texto, codificando los distintos campos que los describen en formato XML (eXtended Mark-up-Language), de acuerdo con las reglas definidas por ISO para codificar metadatos.


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4. PROYECCIÓN DOCENTE DEL PROYECTO El proyecto está teniendo también una proyección docente. Actualmente se están desarrollando dos proyectos de fin de carrera (PFC) en la ETSI TGC, que se han enfocado hacia el desarrollo de tareas parciales en relación con la temática global del proyecto. Dichos PFC que se presentarán previsiblemente en Septiembre de 2007 corresponden a los siguientes títulos, autores y directores:

1. Estudios Geológicos y Cartográficos de El Salvador Relacionados con el Deslizamiento de Laderas

Autores: Patricia Chillarón del Coso, Jorge Rojo Vega

Tutores: Antonio Vazquez, Rufino Pérez, Belén Benito

2. Diseño y Descripción de un Modelo de Datos para Soporte de Proyectos de Gestión y Análisis de Riesgo de Deslizamientos de Ladera en Terrenos Volcánicos

Autora: Mercedes Escalante

Tutores: Pilar Moreno, Belén Benito, José Fábrega, Mª José García, Daniela Ballari También se encuentra en curso de realización la tesis doctoral:

Titulo: Metodologías para la Evaluación de Peligrosidad a los Deslizamientos inducidos por Terremotos

Autora: Maria José García Rodríguez

Directores: Belén Benito y José A. Malpica Además, la experiencia en el desarrollo del proyecto, tanto en la presente como en anteriores convocatorias, ha permitido a la directora del mismo formar parte del profesorado de la asignatura de libre elección:

“Tecnologías de la Información y las Comunicaciones y Desarrollo humano”

Esta asignatura se venía impartiendo en la E.U. Informática y pasa a ofertarse por primera vez en la ETSI Topografía, Geodesia y Cartografía, con un temario que incorpora experiencias de los proyectos llevados a cabo en El Salvador en materia de Riesgos naturales. Los objetivos y guía docente de la asignatura se exponen a continuación.


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Curso 2007/08 ASIGNATURA DE LIBRE ELECCIÓN:

Tecnologías de la Información y las Comunicaciones y Desarrollo Humano OBJETIVOS

o Promover un espacio de reflexión y análisis sobre el papel de la tecnología, y en particular de las Tecnologías de la Información y las Comunicaciones (TIC), en el Desarrollo Humano.

o Estudiar el concepto de Desarrollo Humano Sostenible, los indicadores que lo miden, la situación

actual del mundo en relación a él, las causas de las desigualdades y las alternativas que se proponen desde diversos ámbitos, en particular desde el ámbito de la Cooperación para el Desarrollo.

o Conocer la realidad de las TIC a escala mundial, su distribución y su contribución al desarrollo

humano en distintos campos de aplicación.

o Conocer, a nivel básico, las metodologías propias de los proyectos de cooperación para el desarrollo con base tecnológica a través de experiencias concretas.

ORGANIZACIÓN DOCENTE

Asignatura de Libre Elección para los alumnos de la EU de Informática, la EUIT de Telecomunicación y la ETSI Topografía, Geodesia y Cartografía. 4.5 créditos (3 créditos ECTS). 1er cuatrimestre. Profesores: Rafael Miñano Rubio (Coordinador). Dpto. Matemática Aplicada (EUI)

Mª Belén Benito Oterino. Dpto. Ingeniería Topográfica y Cartografía (ETSI TGC)

Celia Fernández Aller. Unidad docente de Derecho Informático (EUI)

Miguel Ángel Valero Duboy. DIATEL (EUITT)

Luis Narvarte Fernández. Dpto. Ingeniería de Circuitos y Sistemas (EUITT) La asignatura se impartirá con el apoyo de la plataforma MOODLE gestionada por el GATE de la UPM. Las sesiones presenciales serán en la EU de Informática y se integrarán las actividades del Seminario “TIC y Desarrollo Humano” de la EUITT.

PROGRAMA

TEMA 1: DESARROLLO HUMANO

- Concepto e Indicadores del Desarrollo Humano. - Causas de las Desigualdades. - Objetivos de Desarrollo del Milenio. - Claves para Lograr un Desarrollo Humano más Equitativo y Sostenible. Retos Tecnológicos para

Favorecer un DH Sostenible. TEMA 2: TECNOLOGÍA, SOCIEDAD Y DESARROLLO

- Ciencia, Tecnología y Sociedad. - La propuesta Tecnología para el Desarrollo Humano. Concepto de Tecnología Apropiada. - Transferencia de tecnología. - Ética y Responsabilidad Social del Ingeniero y de las Empresas.


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TEMA 3: TIC Y DESARROLLO HUMANO

- La Sociedad de la Información y del Conocimiento. La Brecha Digital. - Campos de Aplicación de las TIC para el Desarrollo Humano. Factores de Éxito. - Aplicaciones de los SIG (Sistemas de Información Geográfica) en la Evaluación de Riesgos Geológicos.

TEMA 4: COOPERACIÓN PARA EL DESARROLLO

- Estrategias, Enfoques y Estructura de la Cooperación para el Desarrollo. - Cooperación para el Desarrollo desde la Sociedad Civil, las Empresas y la Universidad. -

TEMA 5: PROYECTOS DE COOPERACIÓN PARA EL DESARROLLO CON BASE TECNOLÓGICA.

- Ciclo de Vida de Proyectos de Desarrollo. - Formulación de Proyectos. El enfoque del Marco Lógico. - Estudio de Casos.

Proyectos de Mitigación de Riesgos y Organización de Planes de Emergencia.


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5 DIFUSION DEL PROYECTO En lo referente a la difusión de los resultados del proyecto, cabe destacar la participación en un congreso, la elaboración de dos publicaciones y el desarrollo de una página Web, hechos que a continuación se exponen.

Presentación de una ponencia en el 3er Congreso Nacional de Ingeniería Sísmica, organizado por la Asociación Española de Ingeniería Sísmica, celebrado en Gerona, del 8 al 11 de Mayo de 2007.

Evaluación de la Peligrosidad a los Deslizamientos en un SIG empleando Técnicas de Regresión logística.

Autores: MJ. García Rodríguez, B. Benito, JA. Malpica y MC. Morillo

La ponencia se presentó en la modalidad de póster, cuya copia en tamaño A3 se adjunta en el Anexo. El artículo completo fue incluido en los proceedings del congreso, adjuntándose también en el Anexo a este informe.

Publicación de un artículo en la revista Geomorphology, que actualmente se encuentra en prensa, con el título y autores que a continuación se indican:

Susceptibility Assessment of Earthquake-Triggered Landslides using Logistic Regression in El Salvador

Autores: MJ. García-Rodríguez, JA. Malpica, B. Benito y M. Diaz

El artículo que ha sido ya aceptado para publicación se adjunta en versión pdf en el Anexo.

Se ha desarrollado una página Web del Proyecto, que muestra también los actividades y resultados de los proyectos previos: Riesgo Sísmico y Peligro de Deslizamiento de Laderas en El Salvador I y II, ambos apoyados y financiados por el Departamento de Relaciones con Latinoamérica de la UPM.


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Fig 36: Web para difundir la actividad de cooperación con El Salvador.


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OTRAS REFERENCIAS CITADAS

ArcInfo v.8.3 y ArcGis 9.0. Productos de ESRI, Software de Gis y Cartografía.

Borcherdt, RD (1994). Estimates of Site Dependent Response Spectra for Design (Methodology and Justification). Earthquake Spectra, Vol. 10, No. 4, pp. 617-653.

Cepeda, JM; Benito, B; Burgos, EA (2004). Strong Motion Characteristics of January and

February, 2001 Earthquakes in El Salvador. GSA Special Paper 375-30: Natural Hazards in El Salvador.

Climent, A; Taylor, W; Ciudad Real, M; Strauch, W; Villagran, M; Dhale, A; Bungum, H

(1994). Spectral Strong Motion Attenuation in Central America. Technical Report No. 2-16, Norsar.

Página Web del grupo de investigación con información del proyecto UPM Latinoamérica

de 2005: http://redgeomatica.rediris.es/andes

Página Web del grupo de investigación: http://redgeomatica.rediris.es/sismo

Statgraphics v.5.1. plus para Windows.

SPSS v.13.

Singh, SK; Gutierrez, C; Arboleda, J; Ordaz, M (1993). Peligro Sísmico en El Salvador. Universidad Nacional Autónoma de México, México.

proyecto con américa latina 2007...

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