-1- 15-Oct. 2015

COMPORTAMIENTO DE LOS DEPSITOS FLUVIOGLACIARES

Freddy Montejo Ochoa

Pontificia Universidad Javeriana Bogot - Colombia

freddymontejo@javeriana.edu.co

1 Introduccin

El presente documento compila varias apreciaciones deductivas producto del anlisis experiencial y documentado del comportamiento de los suelos sedimentarios de origen glaciar catalogados como depsitos fluvioglaciares. Inicialmente, se describen los procesos geolgicos que derivan en su formacin, y posteriormente, se establecern las relaciones que existen entre la composicin, fbrica y estructura y cmo stas condicionan el comportamiento mecnico, compresible e hidrogeolgico del depsito.

2 Geologa

El proceso de formacin de los depsitos fluvioglaciares, comienza con la formacin del cuerpo de hielo (glaciar) que con el tiempo se somete a diferentes procesos de deshielo que dan lugar a erosin y posterior depositacin de material arrastrado. Estos procesos se describen a continuacin.

2.1 Formacin de Glaciares

Se puede definir un glaciar como una masa de hielo en movimiento que incluye detritos rocosos y se caracteriza por un balance entre la alimentacin (acumulacin) y fusin (ablacin), IDEAM & UNAL 1997. Como consecuencia de la dependencia directa de las condiciones atmosfricas, esa masa de hielo tiene un carcter dinmico, en el cual sus componentes y su funcionamiento cambian con el tiempo. El hielo se forma y se mantiene en un sector especfico dentro del glaciar, un rea en la cual el cuerpo de hielo gana masa conocida como zona de acumulacin. En contraposicin, todo el glaciar tiene un espacio en el cual pierde masa. Dicha parte se conoce como Zona de Ablacin, y en ella el agua solida cambia de estado originando drenajes que alimentan los ros. Vase la Figura 1.

Figura 1. Partes de un Glaciar

Tomado de: IDEAM, 2012.

1- Acumulacin 2- Ablacin 3- Equilibrio 4- Frente 5- Grietas 6- Rocas 7- Lagunas

8- Morrenas

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Se parte de la existencia de dos formas de precipitacin en la naturaleza: una slida y otra liquida. La liquida es la ms comn en el medio Colombiano, presentndose como lluvia de diferentes intensidades, mientras que la precipitacin solida es producto de la alteracin en la temperatura y en la dinmica atmosfrica que generan cambios en el estado del agua, y pasa de liquida a slida, y es este el primer paso para la formacin de un glaciar. Esta nieve se puede depositar permanentemente en la superficie, si la temperatura est por debajo de los 0C, condicin que se cumple en zonas tanto de altas elevaciones como de mayores latitudes. De esta manera la nieve se deposita formando mantos de diferentes espesores asociados a la intensidad de los procesos de depositacin slida, y con cada evento aumenta el esfuerzo en las capas inferiores hasta convertirse en hielo glaciar caracterizado por la tonalidad blanca y azul adquirida a los pocos aos de su formacin.

2.2 Movimiento de los Glaciares

Los glaciares tienen un movimiento plstico, capaz de arrastrar, arrancar y acumular provenientes de las rocas que sirven de base al cuerpo de hielo. Como consecuencia se genera una serie de caractersticas superficiales, observables por los lugares por donde ha pasado el glaciar. Al conjunto de dichos rasgos se denomina modelado y a sus componentes (geoformas), descritas en numerales subsiguientes. Existen dos grandes motores que generan el movimiento en los glaciares; la gravedad y los cambios de temperatura en el ambiente. El primero, impulsa el hielo a favor de la pendiente, mientras que el segundo genera plasticidad basal necesaria para el avance de las lenguas glaciares. A partir de esos dos elementos la masa de hielo se mueve, produciendo los dos procesos claves en la geomorfologa glaciar: la Erosin y la Depositacin. La erosin glaciar funciona por medio de la abrasin de las partculas de roca arrancada sobre la superficie y que se transportan con la misma masa de hielo. Dentro de los procesos de erosin, es importante considerar los siguientes agentes:

Accin hidrulica - donde la pura fuerza del agua erosiona las partculas, el lecho y los bancos del cauce.

Corrosin - donde cidos dbiles en el agua reaccionan con las partculas transportadas y del material del fondo del cauce.

Desgaste - donde las partculas en el transporte sufren de perdida fsica de masa por la colisin entre ellas.

Y la depositacin ocurre cuando el glacial desaparece o cuando la pendiente ya no favorece su movimiento, cambia a pendientes ms suaves. Dentro del transporte y depositacin es importante mencionar los siguientes procesos:

Solucin - minerales se disuelven en el agua. Suspensin - material de la fraccin ms fina es transportada con mayor facilidad. Saltacin - pequeos guijarros y detritos rebotan a lo largo del lecho del ro. Traccin - grandes cantos rodados y bloques se ruedan a lo largo del lecho del ro.

2.3 Deshielo de los Glaciares

Los grandes cambios en las variables atmosfricas han incidido preponderantemente en las condiciones actuales de los glaciares, y el anlisis del comportamiento, duracin y distribucin espacial de dichos cambios, permite identificar una serie de periodos de carcter especial relacionados con el proceso de deshielo de los glaciares. Existe una compleja relacin entre el

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sistema orbital planetario y la temperatura media del planeta. Evidencia de ello, es la existencia de periodos glaciales e interglaciales. Existe una conviccin climtica, paleoclimtica y geomorfolgica que demuestra la existencia de pocas fras durante el periodo ms reciente de la historia geolgica del planeta (i.e. el cuaternario).

Figura 2. Periodos fros y clidos en la tierra desde el Negeno

Tomado de Marangunic, 2008

Ntese que durante el cuaternario han ocurrido picos de enfriamiento seguidos por picos de calentamiento de manera repetida. A este ciclo se asocia la alimentacin del glaciar y prdida por deshielo. A este ltimo, se le asigna como el mecanismo de transporte de sedimentos arrastrados inicialmente por el movimiento del hielo y posteriormente por el escurrimiento del agua lquida. Este proceso ha sido registrado por el IDEAM en Colombia en los ltimos 60 aos, y los resultados demuestra que en Colombia ha ocurrido una prdida del rea glaciar en cerca de un 57% (vase Figura 3), este proceso puede estar ligado a la generacin de depsitos glaciares en proceso de formacin.

Figura 3. Prdida de superficie glaciar en los nevados colombianos, 1950-2010.

Tomado de: IDEAM, 1997.

2.4 Clasificacin de los Glaciares

Estudio recientes sobre los glaciares han demostrado que los depsitos gestados en estos cuerpos dependen en gran medida del tipo de glaciar, en cuento a la capacidad de arrastre de sedimentos, velocidad de deshielo, entre otros. De esta manera, se han definido diferentes tipologas para

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clasificar las diferentes masas de hielo y poder as entender mejor sus caractersticas. Vase Tabla 1.

Parmetro de Clasificacin

Tipo Descripcin

Morfologa

Valle

De circo Masas de hielo pequeas, limitadas por paredes

rocosas, asentadas en depresiones de forma globular o circular

Alpinos Masas de hielo hasta 100 km2, compuestos por uno o

ms circos.

Emisarios o de salida

Similares a los alpinos, se desprender de un casquete glaciar.

De pie de monte

Acumulacin de hielo que se deposita al final de una vertiente y que, en ocasiones, invaden las zonas

planas, adyacentes al sistema montaoso del cual descienden.

Casquetes glaciares

Enormes masas de hielo independientes del control topogrfico, ubicadas sobre la plataforma continental en zonas polares y subpolares. Estn condicionados

por el frio extremo y la sequa.

Temperatura Templado

La temperatura del hielo es de 0C, existe agua entre la masa de hielo, y con mayor tasa de deformacin. Se desplazan sobre los flujos de agua lquida de la base.

frio Glaciares de bajo punto de fusin, sin agua basal y

poco aporte superficial.

Dinmica

Activos Con movimiento rpido y evacuacin de detritos.

Pasivos Fluyen lentamente, lo que dificulta la evacuacin de

roca y la conformacin de morrenas. Asociados a masas de hielo en retroceso.

Estticos Glaciares que no tienen alimentacin, y presentan

lenta fusin de hielo, y pueden considerarse relictos sin movimiento.

Contenido de impurezas

Blancos Limpios con cobertura superficial caracterstica de

nieve y hielo.

De Rocas Glaciares con alto contenido de rocas y detritos que

cubren la superficie de la capa de hielo.

Localizacin

Polares Ubicado en latitudes altas o zonas polares

Templados Ubicados en latitudes medias

Ecuatoriales Ubicados cerca de la lnea ecuatorial

Intertropicales internos Ubicados entre los trpicos y cerca de la lnea

ecuatorial. Por ejemplo los Glaciales de Colombia.

Intertropicales externos Ubicado entre los trpicos y alejado de la lnea

ecuatorial.

Tabla 1. Clasificacin de los Glaciales Adaptado de: Rice (1982), Leet & Judson (1997), Strahler (1981) y Marangunich (2008)

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3 Geomorfologa

La geomorfologa de los depsitos fluvioglaciares, corresponde al producto de varios procesos previos a su depositacin. De modo genrico es posible establecer que existe una geoforma primaria, que corresponde a la formacin de materiales arrancados y retrabajados por el hielo glacial, y una forma secundaria, correspondiente a una masa sujeta a modificaciones y destrucciones posteriores por la accin de las aguas originarias del deshielo, que transportan y depositan las masas que componen las geoformas primarias. Cada una de ellas se describe a continuacin.

3.1 Geoformas primarias

Por lo general a medida que avanza el hielo glacial, se congelan alrededor granos de diversos tamaos, e incluso grandes bloques de roca. Todos en conjunto son envueltos en la masa de hielo y transportadas a lo largo de cuerpo o lengua glaciar. En ocasiones grandes bloques de roca se mueven a una gran distancia (denominados bloques errticos), localizados en la parte inferior del glaciar en movimiento, grabar marcas o estras a lo largo de la direccin del movimiento en el lecho de roca. Una vez el hielo se derrite durante el retroceso de los glaciares, todos materiales que fueron atrapados previamente en el hielo, son llevados hasta el borde exterior del glaciar en retirada, dejndolos expuestos en diversas formas compuestas por masas heterogneas susceptibles a la erosin que generan los cauces de aguas de deshielo. Dichas geoformas son: Kames: Son pequeas colinas cnicas de hasta 50 metros de alto compuestas por detritos glaciares estratificados, se generan en cavidades o cubetas de hielo. Pueden encontrarse tambin en terrazas de kames, que son estrechas banquetas de materiales en la zona marginal de fusin, y que se forman por aportes de materiales del glaciar y de las aguas de fusin.

Eskers: Son largos cordones de detritos y gravas estratificadas y clasificadas por accin de las aguas corrientes, tienen hasta 200 metros de alto y ancho de hasta 3 km. Son formados por las aguas de fusin de un glaciar que permanece estacionario, generalmente se forman en los tneles de las aguas de fusin.

Foto 2. Esker en Fulufjllet, Suecia.

Foto 1. Mltiples kames errticos en el lobuno de Okanagan.

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Morrenas: Son acumulaciones de material que ha sido transportado o depositado por el hielo. Existen tres tipos, segn la posicin dentro de la masa de hielo; a) Las morrenas externas, estn formadas por los fragmentos que caen sobre el hielo del glaciar desde las laderas, b) Las morrenas internas; estn compuestas por materiales transportados dentro de la masa de hielo procedentes del exterior que han cado en la zona de sedimentacin, donde han sido recubiertos por la nieve y se han hundido con ella, y 3) las morrena de fondo, es la capa de piedras rodadas abandonadas tras un retroceso continuo del hielo. En la siguiente figura se esquematiza de manera general la localizacin de las geoformas relacionadas con el comportamiento dinmico de los glaciales.

Figura 4. Geoformas de los depsitos fluvioglaciares

Tomado de: http://www.geologyclass.org/Glaciers%20Concepts.htm

3.2 Geoformas secundarias

Las siguientes son las geoformas correspondientes a los depsitos fluvioglaciales. Sandur (Outwash plains): es una planicie formada por sedimentos fluviales finos provenientes de la fusin de glaciares en la porcin superior de las cuencas asociadas. Sobre estos llanos discurren corrientes de deshielo formando patrones entrecruzados. Es un depsito formado por grava y arena trasladada por el agua que brota al disolverse el hielo de un glaciar y que despus se ha concentrado en depsitos estratificados. Un outwash puede llegar a los 100 m de espesor alrededor de un glaciar, pudindose extender varios kilmetros.

Foto 3. Morrena lateral

Foto 4. Glaciar Thompson, Canad.

rea de geoformas fluvioglaciares

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Foto 5. Cauce trenzado del sur de Alaska

Cauces trenzados (Braided Streams): Cuando se derrite el hielo glacial, el agua se aleja del hocico glacial en los arroyos y ros de corriente rpida. El agua transporta grandes cantidades de sedimentos y escombros ms grandes. Si la carga de sedimentos es muy grande en relacin a la velocidad de la corriente, el material ms grueso puede empezar a bloquear la corriente, asfixia y obligndolo a cambiar constantemente su curso. La corriente comienza a divergir, dividiendo en numerosos segmentos que dividir y unir repetidamente. Las pequeas islas formadas dentro de la corriente se llaman

eyots. Corrientes trenzadas son tpicamente poco profundas y amplias, rodeadas de restos de rocas dispuestas caticamente. En trminos generales, los abanicos fluvioglaciares son de longitud larga, de laderas rectas, convexas e inclinadas; aunque es posible encontrar geoformas diversas en los depsitos fluvioglaciales, dependiendo del tipo de glacial generador (vase Numeral 2.4). Por ejemplo, es posible encontrar geoformas fluvioglaciales entre montaas con pendientes escarpadas, caones profundos, o entre montaas redondeadas, cerca de Bogot en Sumapz, o en Villapinzn. O sin ir tan lejos, hay un abanico del Ro Arzobispo por encima de la cota 2,640 m, en el Parque Nacional y en predios de la Universidad Javeriana, al oriente de la Avenida Circunvalar. Este depsito no consolidado est compuesto por bloques y trozos angulares y cantos rodados de arenisca y limolita silcea, en una matriz de arena, limo y arcilla. Adems, contiene lentejones de arenas, intercaladas con gravas, en capas laminadas y con estratificacin cruzada. Estos depsitos se adosan a las Formaciones Guaduas y Arenisca del Cacho. Por su composicin, forma, elevacin y ubicacin, aguas abajo de la garganta del Ro Arzobispo, se deduce que este abanico es de origen fluvioglaciar.

4 Composicin, Fbrica y Estructura

4.1 Composicin

La formacin de depsitos fluvioglaciales en Colombia ha sido datada y registrada en los ltimos 50 aos por el Servicio Geolgico Colombiano (SGC), anteriormente IGAC, y producto de ello se encuentran los informes geolgicos y memorias explicativas de los mapas elaborados a escala regional en los que se han descrito los depsitos asociados a procesos fluvioglaciales. Dentro de los documentos disponibles, es posible limitar los depsitos fluvioglaciales dentro de la regin montaosa de Colombia, o zona de los andes colombianos, vase Figura 5.

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Figura 5. Localizacin de los glaciares en Colombia

Tomado de: IDEAM, 2014

Por lo tanto, es razonable asociar la composicin del depsito fluvioglaciar con la formacin basal de la masa de hielo. Segn la distribucin espacial de los glaciares y de su proceso de formacin por localizacin, es claro que existe una concentracin de glaciares en la zona montaosa de Colombia. Debido a que Colombia se encuentra en la zona intertropical muy cerca de la lnea Ecuatorial, solo es posible la formacin de glaciares en cotas por encima de los 2000 metros. Por ejemplo, los depsitos asociados al Nevado del Ruiz o al Nevado del Tolima, estn estrechamente relacionados con materiales de origen gneo, mientras que los depsitos localizados a lo largo de la cordillera oriental, estn compuestos por fragmentos de rocas de origen sedimentario. Existe una gran relacin entre la composicin del depsito con la roca parental, en general la fraccin fina de los depsitos fluvioglaciales corresponde a rocas con partculas con tamaos inferiores a 0.06mm, como las arcillolitas, limolitas, lodolitas, entre otras. Mientras que la fraccin gruesa (arenas grabas, bolos y bloques), corresponden a fuerzas de sedimentacin de mayor magnitud producidas sobre partculas de rocas sometidas a desintegracin mecnica, y estn constituidas por minerales ms estables, como cuarzo por ejemplo.

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Foto 6. Depsito fluvioglaciar

Figura 6. Influencia de la velocidad del flujo en el tamao del grano

arrastrado Tomado de: Hurlimann et al, 2003.

4.2 Fabrica textural (distribucin de tamaos)

La distribucin de los tamaos de las partculas que componen la masa del depsito fluvioglaciar, es una funcin directa de la energa de arrastre con la que se desplazan las partculas en el medio

fluvial. Por lo tanto, es una combinacin de fuerzas gravitacionales, asociadas a la pendiente longitudinal del cauce, y la velocidad del flujo de agua de deshielo. Un criterio que relaciona estas variables fue propuesto por Hrlimann et al. (2011), en el que describe la relacin entre velocidad y tamao de las partculas, para establecer si existe erosin, transporte o sedimentacin. De all es posible estimar de manera directa el tamao de los bloques que pueden ser transportados por el flujo. Ntese que para valores de velocidad cercanos a los 5 m/s, es posible el transporte de bolos de 10 centmetros. Este criterio parece no explicar

satisfactoriamente la aparicin de bolos con dimetros decimtricos a mtricos, embebidos en los depsitos fluvioglaciar. Esto es debido a que las condiciones locales de erosin de morrenas, kames, eskers, involucran matriz fina de arena, limos y arcillas, las cuales al ser removidas por erosin, quedan bloques de gran tamao sin soporte y son fcilmente movilizados por la accin conjunta de la gravedad y el arrastre del flujo.

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Figura 7. Columna de un depsito fluvioglaciar

Tomado de: https://explorock.wordpress.com/2010/08/04/depositos-

sedimentarios/

En la

Foto 6, se ilustra un perfil tpico de los depsitos fluvioglaciares. En ella se puede identificar cierta diversidad de tamaos que varan desde limos, arenas, gravas gruesas, cantos y bloques. Las facies ms gruesas presentan bordes redondeados. Se distribuyen en forma estratiforme, con cierta clasificacin, variando mucho su densidad. En general la masa es anisotrpica en su distribucin, y por lo tanto sus propiedades estn relacionadas con la granulometra. Su continuidad es irregular, pudiendo tener distribucin de tamaos en diferentes direcciones, relacionadas con la magnitud y direccin del evento que gener el transporte y depositacin. La columna estratigrfica de los tamaos encontrados en los depsitos fluvioglaciares, presenta una variacin discontinua de materiales con diferentes tamao mximo y diferentes densidad. La gradacin tiende a ser ligeramente discontinua con dominio de los materiales ms

gruesos. Vase Figura 7. La matriz est compuesta dominantemente por partculas de tamao arena, de litologas fundamentalmente de la roca parental. Existe una pequea proporcin de limos dispuestos en forma de lentes a lo largo de la matriz, y en pequeas proporciones, arcillas de baja plasticidad. Existe una heterogeneidad en los estratos, por lo que puede definirse como una masa mal gradada a mesoescala, y bien gradado a una escala menor.

4.3 Estructura (interaccin de los granos)

La distribucin y ordenamiento de las partculas que conforman el deposito fluvioglaciar, es una consecuencia de la distribucin granulomtrica, de la forma de las partculas y del mecanismo de depositacin (historia geolgica), y por el contrario el origen mineralgico de la composicin de las partculas, tiene relativamente poca influencia en el ordenamiento de las mismas. ste parmetro es uno de los ms importantes en el comportamiento mecnico del suelo, como se ver ms adelante.

Foto 7. Bloques con formas subangulares tpicos en los depsitos fluvioglaciares.

Tomado de: http://alerce.pntic.mec.es

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Figura 8. Estructura de un suelo

granular denso

La ausencia de minerales cementantes en los espacios intergranulares, es producto de intensos lavados generados por caudales de alta velocidad. Esta condicin genera inicialmente partculas aisladas que en el proceso de sedimentacin se van ordenando por fuerzas gravitacionales formando una estructura con varios puntos de apoyo, formando un esqueleto granular metaestable, as no exista un componente cohesivo. La heterogeneidad de los estratos puede tener diferentes estructuras, siendo la ms comn la estructura homognea semidensa a densa. Aunque, esto depende de la manera como se distribuyen los diferentes taamos, es decir, que pueden encontrarse diversidad de sistemas de distribucin como granocrecientes y granodecrecientes

ambos formados por medios de gran energa. Esta propiedad est relacionada por las propiedades hidrulicas del suelo, como se estudiar ms adelante.

5 Comportamiento

La heterogeneidad y anisotropa es la caracterstica tpica de estos depsitos, pues coexisten desde las arcillas hasta las gravas gruesas y grandes bloques. Al estar la permeabilidad directamente relacionada con la granulometra, estos suelos son muy sensibles a los incrementos de presin intersticial producidos por las lluvias torrenciales y por el deshielo. En estos depsitos son muy frecuentes los fenmenos de solifluxin y de inestabilidad de laderas. Cuando se menciona la resistencia mecnica de los depsitos fluvioglaciares, es importante discriminar el comportamiento resistente ante la aplicacin de diferentes cargas, por ejemplo las cargas cortantes y las cargas compresibles. Ambas estn ntimamente ligadas al arreglo granular de las partculas que lo componen, i.e. a la fbrica y estructura. En los siguientes numerales se describen las propiedades de resistencia al corte y a la compresin. Dado que la granulometra de los depsitos involucra taamos de dimetros decimtricos a mtricos, la evaluacin de la resistencia se ha basado en modelos matemticos por medio de mtodos numricos, o por observacin fenomenolgica en campo. Poco se ha adelantado en ensayos de laboratorio debido a la dificultad de extraccin de muestras.

5.1 Resistencia (al corte)

La resistencia de los depsitos fluvioglaciares, depende de manera preponderante de; la estructura, la fbrica y de la forma de las partculas. La estructura clasto soportada del depsito, otorga una relevante importancia al componente friccionante de las partculas gruesas, puesto que la movilizacin entre ellas solo es posible cuando se vence la dilatancia, la cual puede llegar a tener valores superiores a los 40 grados. Por tal razn, el entrabamiento mecnico de las partculas es preponderante en el comportamiento mecnico de la masa. Estos materiales suelen tener procesos de lavado fuerte, por lo que carecen de cementantes, es decir que la componente de cohesin tiende a cero, se considera que el aporte resistente de la masa est dado exclusivamente por el componente friccionante interparticular. Excepto cuando existe una zona parcialmente saturada en la que la succin permite un ligero aumento en la componente de adherencia entre partculas finogranulares por efecto de la tensin de meniscos de agua intersticial, es all cuando surge una fuerza adicional que mejora la resistencia. Dada la condicin de permeabilidad (vase Numeral 5.3), el esfuerzo transmitido a la masa de suelo, se transfiere directamente al esqueleto granular, debido a que el agua contenida en los intersticios, se moviliza a intersticios de aire y no se incrementa la presin en ella. Por lo tanto los depsitos fluvioglaciares, suelen trabajar en condiciones drenadas. Sin embargo, es necesario

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Figura 9. Comportamiento frgil

determinar si las condiciones de borde del depsito, mantienen esta condicin o si por el contrario, restringen la evacuacin del agua, por lo que el depsito estara trabajando en condiciones no drenadas. Cuando la condicin de trabajo es drenada, el depsito suele tener un comportamiento frgil con bajos niveles de confinamiento, vase Figura 9. En ella se puede identificar un pico en la resistencia y con el aumento en la deformacin una cada fuerte de la resistencia. Posterior a la cada de resistencia, se puede observar que el suelo adquiere una tendencia a mantener una resistencia inferior conocida como resistencia residual. Dicho comportamiento, puesto en trminos de esfuerzo cortante y esfuerzo normal, devela la envolvente de falla con el criterio Mohr-Coulomb, de la

Figura 10.

Figura 10. Envolvente de falla pico y residual.

Tomado de Montejo, 2005.

La interpretacin de las componentes del mximo ngulo de friccin movilizado se ilustra en la Figura 11, y establece bsicamente tres factores: 1) roce entre partculas en los contactos, 2) dilatancia, 3) re-acomodo y rotura de partculas. Esta interpretacin de los factores que controlan la resistencia al corte del depsito fluvioglaciar considera que la resistencia generada por el roce entre partculas es constante e independiente del nivel de presin de confinamiento y que la influencia tanto del re-acomodo de partculas como la rotura de stas, son similares. Esta interpretacin es posible de modificar considerando primero que la resistencia por roce entre partculas es afectada por el nivel de presin y segundo que la energa necesaria para la rotura de partculas es significativamente mayor que aquella necesaria para el reacomodo de stas.

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Figura 11. Componentes la resistencia al corte

Tomado de Lee and Seed, 1967

5.2 Compresibilidad

Teniendo en consideracin que, mayoritariamente, los suelos gruesogranulares presentan permeabilidades altas y que, en general, se utilizan en un estado de densificacin medio a alto, la respuesta drenada resulta ser la de mayor inters. En la Figura 12 se observa que un material granular suelto moviliza su mxima resistencia a grandes deformaciones, desarrollando una curva tensin deformacin que asintticamente alcanza la falla. En cambio, el mismo material, pero en un estado denso, moviliza primero una resistencia pico a niveles de deformacin relativamente bajos, y luego disminuye hasta desarrollar una resistencia residual a grandes deformaciones. Es importante resaltar el hecho de que el material suelto responde con deformaciones volumtricas en contraccin (disminucin de volumen), mientras que el material denso responde inicialmente con una pequea deformacin volumtrica en contraccin para luego desarrollar una marcada dilatancia (aumento de volumen).

Figura 12. Comportamiento deformacional de los depsitos fluvioglaciares.

Modificado de Taylor. 1948

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5.3 Permeabilidad

Permeabilidad es la propiedad que tiene el suelo de conectar los espacios intersticiales, que pueden estar rellenos de agua y/o aire y es una de las cualidades importantes que han de considerarse para la geotecnia e hidrogeologa. La permeabilidad tiene una estrecha dependencia de la estructura y textura del suelo. Por ejemplo si un horizonte del depsito tiene mala gradacin (gradacin abierta), ste tender a disponer una estructura suelta y por lo tanto una mayor relacin de vacos. Por el contrario, en los horizontes con buena gradacin (continua), es ms probable que su estructura posea una distribucin ms densa y menor ser su relacin de vacos, y como medida indirecta de la permeabilidad puede asociarse la relacin de vacos, aunque en estricta esencia, la permeabilidad hace referencia a la cantidad de conexiones entre vacos. Las tasas de infiltracin de agua en el depsito, estn del orden de 10

-3 m/s, por lo que se considera que son suelos permeables.

6 Estabilidad en laderas y taludes

Es reconocido y aceptado globalmente, que entre las partculas de suelo no se generan fuerzas de atraccin. Sin embargo, en la facie arenosa de los depsitos glaciares parcialmente saturados, es posible que se genere una fuerza de tensin negativa, es decir succin capilar, la cual puede asimilarse a la cohesin en suelo finos. La presencia de esta fuerza, aumenta la estabilidad en taludes de corte.

Foto 8. Terraza fluvioglaciar del glaciar de Gallego

Un factor importante en la estabilidad de taludes de corte en depsitos fluvioglaciares, tiene relacin con la erodabilidad de su matriz. Dado que los cortes con pendientes muy suaves dejan expuesta una mayor rea en planta, lo que genera mayor cantidad de impactos de las gotas de lluvia por metro cuadrado. Este proceso arranca las partculas sin cohesin ms pequeas, es decir limos no cohesivos y arenas finas, que con el tiempo van dejando sin soporte a las facies ms gruesas, las cuales son movilizadas por accin de la gravedad. La inclinacin natural de las laderas talladas en depsitos fluvioglaciares puede variar entre 50 y 65 grados, solo por el componente de friccin, y si existe algn aporte de tensiones negativas por succin, pueden encontrarse taludes con mayor inclinacin.

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