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EIA Variantes Pacobamba y Chincha-Chilca Vol II 1.2.4-1

1.2.4 GEOMORFOLOGÍA

El capítulo de geomorfología, comprende la evaluación del relieve, en una faja de aproximadamente 3 km de ancho por 120 km de largo, en una parte de la costa interior de los departamentos de Lima e Ica. En este capítulo se examina las características superficiales y origen de las formas del relieve actual, así como la incidencia pasada, actual y potencial de las acciones erosivas en el área. El análisis de estas variables tiene especial importancia práctica, puesto que el relieve es el fundamento donde se desarrollan la mayoría de las intervenciones humanas, las cuales pueden tener repercusiones negativas, que en ciertos casos comprometen no solamente la calidad del medio ambiente y los recursos naturales, sino incluso la seguridad física con la probabilidad de ocurrencia de desastres naturales. La evaluación realizada, considera además de las propias variables geomorfológicas, las características ambientales extremadamente desérticas del área y sus caracteres geológicos, que en conjunto, son el soporte del Capítulo de Estabilidad y Riesgo Físico que se presenta en esta Línea Base más adelante. Por ello, la evaluación geomorfológica incide en el reconocimiento de procesos erosivos actuales y potenciales. El trabajo se ha basado principalmente en el examen de cartas fotogramétricas a escala 1:25 000, y en imágenes satelitales Landsat 7 del año 2000, de alta resolución. La fotointerpretación de imágenes y cartas se ha complementado con observaciones directas en el terreno. El estudio efectuado se acompaña de un mapa geomorfológico a escala 1:50 000 (mapa 1.2.4-1) que delimita las principales formas del relieve, sus rasgos distintivos y la ocurrencia actual de acciones erosivas, cuando éstas se presentan.

1.2.4.1 Geomorfogénesis

El origen de las formas del relieve en esta región, comprende acciones ocurridas desde fines del cretácico. Hasta esa época, las áreas que actualmente conforman la costa y sierra del país, constituían un fondo marino que recibió una voluminosa sedimentación mesozoica, en la que se intercalaron además diversas formaciones de origen volcánico. Entre fines del Cretáceo y principios del Terciario, se iniciaron los primeros movimientos tectónicos de la orogenia andina, que dieron como resultado la formación continental del relieve costero, cuyos episodios más importantes fueron los siguientes:

Morfogénesis Terciaria

Los eventos determinantes en la morfología actual se iniciaron entre fines del Cretáceo hasta comienzos del Terciario, período en que se produjeron los primeros grandes movimientos de plegamiento y levantamiento generalizados de la llamada orogenia andina. Estos movimientos hicieron emerger los miles de metros de espesor de sedimentos marinos, que formaron la actual Cordillera Occidental.


Mapa


Desde principios del Terciario hasta la fecha, la sierra se hizo definidamente continental, mientras que la costa, ubicada al pie de la naciente Cordillera Occidental, pasó a veces por nuevas etapas de cubrimiento y sedimentación marinas. Paralelamente y un poco posterior al inicio de la orogenia andina, sobre una franja de debilidad estructural de la masa sedimentaria se intruyó un enorme cuerpo magmático de más de 1 000 km de largo por varias decenas de km de ancho. Esta extensa masa intrusiva dio lugar a la formación del llamado Batolito de la Costa el cual separó los volúmenes sedimentarios y volcánicos mesozoicos en dos grandes bloques: el más grande quedó hacia el este del batolito, constituyendo la base de la región de sierra y el menor quedó pegado al litoral, formando una faja de islas marinas y colinas costeras. Actualmente, en la costa central del país, las rocas del Batolito enmarcan por el Este la región costera. Otro episodio fundamental de la orogenia andina para la costa fue el levantamiento andino, que duró de fines del Terciario hasta comienzos del Cuaternario, elevando los Andes a sus altitudes aproximadamente actuales. Uno de los resultados de este levantamiento reciente, es el hecho de que la costa central, aproximadamente entre Pisco y Trujillo, tiene la plataforma continental de mayor amplitud de la costa peruana, ya que tanto en el sur como en el norte del país la costa continental tiene ante si una estrecha plataforma continental marina, estando muy próxima a las fosas oceánicas bajo las cuales subducciona la placa oceánica. La mayor amplitud de la plataforma en la región central del país se debe a hundimientos recientes, ocurridos como compensación isostática al reciente levantamiento andino plio pleistocénico.

Morfogénesis Cuaternaria

Los eventos terciarios de la orogenia andina configuraron los aspectos esenciales del relieve costero, el cual quedó como un piedemonte continental de la Cordillera Occidental. Por otro lado, desde que los Andes alcanzaron altitudes similares a las actuales, el clima de la costa ha sido siempre árido, sin variaciones extremas. Sin embargo, en períodos comparativamente breves del Cuaternario, ocurrieron en el mundo varias fases glaciales, frías y húmedas, dos de las cuales afectaron las partes altas de los Andes, que fueron cubiertos en amplias extensiones por grandes masas de hielo. Olivier Dollfus fue uno de los primeros en identificar bien en los Andes centrales del país los restos morfológicos de las dos últimas glaciaciones mundiales, las cuales duraron cada una varias decenas de miles de años, separadas entre sí por un largo período interglaciar cálido climáticamente similar al actual. Las glaciaciones modelaron directamente la sierra, pero la costa también sufrió notables transformaciones morfológicas durante estas etapas. La última glaciación mundial, conocida como período wurmiense, ha tenido una duración aproximada de 70 000 años, luego de unos 250 000 años de interglacial cálido, y ha concluido hace apenas 10 000 años, lo que resulta muy poco en términos morfológicos, por lo que las huellas del modelado glaciar son evidentes en todas partes. En el área de estudio, las influencias de las glaciaciones andinas se observan sobre todo, en las grandes acumulaciones aluviales torrenciales dejadas en las planicies por antiguas corrientes aluviales divagantes. Estas corrientes fueron resultado de climas desérticos, pero que a diferencia del desierto actual, presentaban durante las glaciaciones lluvias esporádicas de fuerte intensidad. Estas gruesas acumulaciones forman gran parte de las actuales llanuras costeras, sujetas casi permanentemente a las leves acciones erosivas debidas al viento.


En su mayor parte, la costa es una extensa llanura que queda como una franja alargada al pie de los Andes occidentales (foto 1, anexo 6.2.2.2). En detalle, la llanura presenta secciones de distinta topografía, comprendiendo sectores muy llanos de menos de 1% de pendiente hasta secciones ligeramente inclinadas, onduladas o disectadas de hasta 15% de pendiente, que incluyen frecuentes accidentes topográficos. Esta variedad se debe a la aparición del substrato geológico, tanto por causas tectónicas como principalmente por acciones erosivas cuaternarias de distinta índole, como erosión eólica, escorrentías esporádicas, erosión fluvial, entre otros. Los sectores más llanos corresponden a las llanuras aluviales recientes de los ríos costeros como los valles de los ríos Cañete y Mala, donde las acumulaciones aluviales modernas han cubierto prácticamente todas las irregularidades topográficas salvo algunas colinas que aparecen sobre el llano. En forma más localizada, algunos sectores de llanura interior, alejados de cursos fluviales, tienen también muy poca pendiente, debido en parte a la actividad eólica y aluvial de los últimos milenios que contribuyó a rellenar las depresiones regularizando las superficies. Pero de manera dominante, las llanuras interiores alejadas de los principales cursos fluviales, tienen numerosos accidentes topográficos, como disecciones, ondulaciones, taludes, exposiciones del substrato geológico, dunas, que se deben a las acciones eólicas y eventuales lluvias en los últimos miles de años. Cabe destacar que algunas acumulaciones aluviales cuaternarias, originalmente llanas, como las que hay inmediatamente al sur de los valles de los ríos Asia y Cañete, se elevaron por la tectónica reciente, y luego se disectaron por las últimas fases frías y húmedas glaciales para conformar actualmente relieves de colinas. Los relieves de colinas y montañas que enmarcan las llanuras costeras (foto 1 del anexo 6.2.2.2),son el resultado de la orogenia y elevación plio pleistocénica de los Andes, a consecuencia de la cual, se encajonaron los cursos de agua dando lugar a la configuración montañosa actual de la cordillera andina, especialmente en la sierra y selva alta. En la costa, las colinas y montañas corresponden de manera general a las estribaciones occidentales finales de la Cordillera Occidental, y conjuntamente con las planicies, conforman los grandes conjuntos morfológicos fisiográficos de la costa.

1.2.4.2 Fisiografía

Los conjuntos morfológicos del área se pueden agrupar en categorías topográficas sencillas, como planicies, colinas y montañas. Al final de este capítulo, en el cuadro 1.2.4-1 se presenta un esquema descriptivo de caracteres de las distintas unidades geomorfológicas identificadas, así como su influencia y distribución espacial a lo largo del trazo de la variante Chincha – Chilca. A continuación se describe las principales características fisiográficas de dichas unidades:

Planicies

Esta topografía agrupa los relieves de llanura con pendientes que van de 0 a 15%, las cuales se originaron principalmente por la acción acumulativa de los agentes erosivos externos. En la costa se distinguen formas llanas debido a la acción marina y la acumulación aluvial y eólica. En el área de estudio las formas marinas no se aprecian dado que el trazo de variante se halla


hacia el interior costero, en el piedemonte de las estribaciones andinas. En el mapa geomorfológico se ha identificado las siguientes formas de relieve: Llanuras Aluviales, Inundables y de Valles Cultivados (Símbolos Lli, Llc1 y Llc2) Estas formas de relieve se originaron por la acumulación aluvial de los principales ríos y quebradas que descienden de la región andina. Los ríos de mayor magnitud, como el Cañete y el Mala, al salir de la cordillera y entrar en la costa se explayan en amplias llanuras con pendientes dominantes de 0 a 2%, aunque incluyen llanuras con accidentes que localmente llegan hasta 15% Los terrenos están formados por bancos estratificados de gravas redondeadas, arenas y limos, con mínimas proporciones de arcilla, la cual procede de grandes distancias, desde la sierra. (fotos 2 y 3 del anexo 6.2.2.2). En el mapa geomorfológico se diferencia las acumulaciones aluviales actuales, que se presentan en los cauces inundables, como unidad cartográfica denominada Llanuras y terrazas inundables (símbolo Lli), en la foto 3 del anexo 6.2.2.2. El resto de estas acumulaciones recientes no inundables, está casi completamente cultivado, por lo que se les ha diferenciado como la unidad Llanuras de valles cultivados (símbolo Llc), en las fotos 2 y 4 del anexo 6.2.2.2, las cuales en el mapa geomorfológico se han subdividido en dos tipos: la unidad de llanuras cultivadas (símbolo Llc1), y la unidad de llanuras onduladas a disectadas, cultivadas (símbolo Llc2). La primera sub unidad de llanuras cultivadas es la que predomina ampliamente, estando formada por las planicies de valle, constituidas a su vez por extensas fajas de terrazas aluviales, la pendiente es llana de 0 a 2%, y localmente hasta 4%. La segunda sub unidad, incluye como su nombre indica, mayores accidentes topográficos, de ondulaciones, inclinaciones y disecciones, debido a que se trata mayoritariamente de las periferias de los valles costeros, donde se mezclan conos deyectivos, glacis, estribaciones colinosas, que han sido ganadas para el agro, en terrenos con pendientes dominantes de 4 a 10%, y localmente hasta 15%. El gasoducto cruzará las llanuras aluviales de manera casi perpendicular, atravesando sectores fluviales inundables de los ríos costeros, en cauces de inundación de ancho variable, generalmente entre 100 a 500 m de trazos fluviales anastomosados, con numerosos cursos trenzados por donde circulan las aguas de vaciantes y crecientes. Casi la totalidad de llanuras aluviales y terrazas de valle se usan para cultivos bajo riego, lo que hace una diferencia sustancial con el resto de llanuras de la costa, que en su gran mayoría son eriazas. Además de modificar las propiedades de las capas superficiales del suelo, los cultivos cubren el terreno de la erosión eólica, la cual es particularmente activa sobre las partículas finas de las llanuras aluviales, cuando éstas no están cubiertas de vegetación.

Planicies Eriazas (Símbolos Pd y Pod)

Forman la mayor parte de las llanuras costeras desérticas en el trazo alternativo del gasoducto, donde además de la falta de vegetación debida a la carencia de cultivos, las diferencias que hay con respecto a las llanuras anteriores son sobre todo de pendiente y presencia de accidentes topográficos menores. La pendiente de estas llanuras va entre 0 y 15% como rango


dominante, habiéndose diferenciado en el mapa geomorfológico dos unidades por pendiente; la más llana, denominada planicies eriazas (símbolo Pd), tiene pendiente dominante de 0 a 5%. La más accidentada, es denominada planicies eriazas onduladas a disectadas (símbolo Pod). El origen de ambas formas de planicie está relacionado con los procesos de aplanamiento de las estribaciones finales de la cordillera que ocurren en la costa durante las breves pero intensas fases lluviosas cuaternarias y precuaternarias. Estas fases lluviosas dan como resultado relieves más o menos inclinados de manera uniforme hacia el mar, son los grandes glacis o aplanamientos inclinados hacia el oeste que nacen del pie de la montaña. Sobre estas llanuras inclinadas la erosión siguiente debida a eventuales escorrentías de quebradas poco activas, contribuyó a disectarlas de manera más o menos paralela. Del mismo modo la presencia de afloramientos rocosos del substrato ocasionó que la erosión modele ondulaciones generalizadas, y finalmente, la heterogénea actividad eólica, que acumula dunas en determinados sectores y excava depresiones en otros, son acciones que contribuyeron a irregularizar la mayor parte de las llanuras costeras. Ejemplos de las extensas planicies eriazas se aprecian en las fotos 1, 5, 6 y 7 del anexo 6.2.2.2.

Conos Deyectivos de Fondos de Valle y Glacis

Son geoformas que se presentan como rasgos topográficos distintivos de las planicies y valles, representadas en el mapa geomorfológico mediante símbolos que se sobreponen a las unidades cartográficas delimitadas. Los valles costeros que salen de la montaña antes de llegar a las planicies costeras, vienen como valles encajonados que tienen hacia ambas márgenes una serie de pequeñas a grandes cuencas torrenciales tributarias, la mayoría de las cuales no tienen circulación hidrológica actual. Sin embargo, durante las glaciaciones, estas cuencas aportaron irregularmente flujos o masas de huaycos que formaron numerosos conos deyectivos que bordean las terrazas aluviales dejadas por los principales ríos. La pendiente de estos conos generalmente está entre 4 y 15%. Son terrenos en forma de abanico, constituidos por materiales netamente torrenciales: limos, arenas, guijarros, gravas sub angulares y bloques en bancos ligeramente estratificados. La potencia de los materiales de huaycos es de varias decenas de metros e incluso hay conos en varios niveles de acumulación, lo que atestigua las diferentes etapas por las que pasaron los valles. Las acumulaciones de conos más altas, aparecen como colinas que dominan los valles, entre 50 y 100 m de altura sobre los ríos actuales. Eran épocas en las que los ríos estaban en un nivel superior y los torrentes tributarios desembocaban en altitudes correlativas. Los cambios debidos a las glaciaciones y la tectónica causaron la incisión cuaternaria de los ríos y por lo tanto de las quebradas tributarias. Los conos deyectivos también se presentan en los frentes montañosos que bordean las pampas o llanuras costeras. En esos casos generalmente están bastante cubiertos por materiales eólicos que avanzan por las llanuras debido a que desde hace mucho los torrentes que desembocan directamente a las llanuras interiores no aportan materiales de huaycos. Por esta razón, prácticamente no hay cambios de pendiente sensible entre dichos conos deyectivos y las


llanuras. Sin embargo, los conos que desembocan al interior de los principales valles están mucho mejor individualizados y generalmente hay un cambio de pendiente y de materiales bastante sensible entre los conos aluviales y las terrazas del valle. Las topografías de glacis, corresponden a llanuras inclinadas de manera uniforme hacia un solo sentido. En general, para la costa, las planicies se explayan desde los frentes montañosos hacia el litoral. Son el resultado de los grandes procesos de aplanamiento que modelaron el piedemonte costero desde finales del terciario. Actualmente dirigen el sentido de flujo de los ríos torrentes y quebradas de funcionamiento esporádico en la costa. (foto 7 del anexo 6.2.2.2).

Colinas y Montañas

Son los sectores de topografía relativamente accidentada, que por lo general corresponden a los afloramientos del substrato geológico pre-cuaternario. Salvo escasas excepciones, las pendientes son superiores a 15% y frecuentemente superiores a 50%. Estas formas pueden agruparse en dos categorías: Colinas (Símbolos Ce y Ca) Son relieves accidentados de fuerte pendiente y poca altura. Las pendientes mayormente están comprendidas entre 15 y 50% y la altura de las elevaciones topográficas no es mayor a 300 m sobre el nivel de las llanuras circundantes. Las colinas del área corresponden a rocas diversas, aunque predominan ligeramente las constituidas por formaciones sedimentarias mesozoicas creadas por la orogenia andina, que quedaron pegadas al litoral por la intrusión del batolito costero en la franja que limita la costa con la sierra. Por ello, también algunas colinas están formadas por las intrusiones del batolito, y en algunos casos, por formaciones volcánicas periféricas al batolito. Cerca de los valles de los ríos Cañete, Mala y de la quebrada Asia, algunas grandes colinas no corresponden al substrato geológico pre cuaternario, sino que son restos de antiguas acumulaciones aluviales de ríos y huaycos del Cuaternario antiguo. Para la generalidad de casos, lo dominante es que las colinas tengan una cobertura de arenas eólicas y mantos de intemperismo de varios decímetros a varios metros de espesor, que tiende a reducir las pendientes de las colinas y enmascarar los accidentes rocosos. En el mapa geomorfológico, las áreas de colinas se han subdividido en dos tipos, una unidad predominante, denominada Colinas de substrato rocoso pre cuaternario ((Símbolo Ce), que está formada por colinas que tienen un substrato rocoso compacto, originado ya sea por la intrusión del batolito costero, o por las formaciones sedimentarias y volcánicas mesozoicas, parcialmente cubiertas en superficie por espesores variables de arenas y limos eólicos. (foto 6 del anexo 6.2.2.2). La segunda sub unidad, denominada Colinas de materiales aluviales antiguos (Símbolo Ca), presenta colinas que en realidad se han formado a partir de antiguas y voluminosas acumulaciones aluviales y torrenciales cuaternarias, que formaron extensas planicies de acumulación. Sin embargo, estos depósitos fueron elevados por la tectónica reciente, y luego disectados y casi destruidos, hasta el punto de quedar actualmente como


colinas de material conglomerádico por encima de las llanuras actuales, como sucede en los alrededores de los valles del Cañete y Asia. (fotos 2 y 5 del anexo 6.2.2.2).

Estribaciones y Vertientes Montañosas (Vm)

Son los relieves más accidentados del área, que corresponden a los sectores occidentales finales de la Cordillera Occidental, donde las montañas forman numerosas y pequeñas cuencas torrenciales, casi siempre entalladas en las formaciones rocosas intrusivas del batolito costero. Localmente algunas de estas estribaciones finales de la cordillera corresponden a rocas volcánicas mesozoicas. La pendiente dominante de estos terrenos va de 25 a más de 50%, con numerosos sectores agrestes de mayor pendiente. La altura de los relieves es generalmente superior a 300 m medidos desde la base a la cima de las elevaciones. (foto 7 del anexo 6.2.2.2). A diferencia de las colinas, las vertientes montañosas tienen sectores mucho más numerosos en los que afloran directamente las rocas del substrato geológico pre cuaternario, carentes de coberturas eólicas o coluviales. Sin embargo, es frecuente también que frente a las llanuras, las montañas tengan al pie una importante cobertura eólica que puede tener varios metros de espesor, como sucede al sur del valle del Cañete. Hacia el interior, el espesor se reduce para pasar a una cobertura de pocos decímetros o centímetros, sobre todo en los sectores más empinados y elevados, así como más alejados del litoral. Esto se debe tanto a la lejanía de las llanuras que aportan material eólico como a la cercanía de las esporádicas lluvias del piso inferior de la sierra, que lavan los productos de intemperización.

1.2.4.3 Morfodinámica y Procesos Erosivos Actuales

El clima desértico costero y la evolución geológica configuraron un patrón fisiográfico, sobre el cual se producen acciones erosivas propias de ambientes áridos. En términos generales se puede decir que, salvo sectores muy puntuales, la erosión actual para todo el trazo en el sector de la variante Chincha-Chilca es muy débil y corresponde sobre todo a la dinámica eólica y esporádicas escorrentías. Los procesos geomorfológicos de mayor importancia práctica son los debidos a las esporádicas escorrentías torrenciales en segundo término tenemos las acciones erosivas en los bordes ribereños de los ríos de régimen permanente, y en tercer término las débiles acciones debidas al viento. A continuación se describen los principales procesos morfodinámicos y su incidencia en el modelado.

Erosión Fluvial y Torrencial

Ambos son tipos erosivos ligados a cauces fluviales. La erosión propiamente fluvial es la que se produce en corrientes de agua de régimen permanente, es decir en los ríos, que para el área serían únicamente los ríos Mala y Cañete. La erosión torrencial, como su nombre lo indica se produce en torrentes o cursos de agua de régimen estacional o esporádico, que en nuestro país se denominan quebradas. Pero esta distinción es demasiado genérica ya que existe toda una gama de matices entre ríos y torrentes, y concretamente, todos los ríos de la costa son más o menos torrentosos. El río


Cañete tiene una cuenca bastante extensa, de casi 6 000 km2, y recibe lluvias en amplias zonas; es sensiblemente menor para el caso del río Mala, que al recibir menor aporte pluvial resulta más torrentoso que el Cañete. Otros ríos como el Chilca y el Asia, llegan al desierto costero (a la zona del trazado) sin agua durante gran parte del año, por lo que deben considerarse más propiamente como quebradas. Una quebrada que tiene extensas cuencas torrenciales es la quebrada Topará, cuyas cabeceras se ubican en ambientes más o menos lluviosos a más de 4 000 m de altitud. Esta quebrada, en la zona de paso del trazado, en algunos años se comporta como un río severamente torrentoso y en otros años como un torrente seco. Por último, a lo largo del trazo de la variante Chincha–Chilca, hay numerosas quebradas que tienen escorrentías torrenciales sólo de manera esporádica, en años excepcionalmente lluviosos, este proceso es especialmente notable al sur de la variante

Erosión Fluvial

La erosión fluvial se manifiesta tanto por la erosión de los cauces y sus riberas, como por los desbordes, inundación y sedimentación en áreas distintas a los cauces. Por ello, un río definidamente torrencial, como el Mala, resulta mucho más impredecible y sus crecidas pueden desbordarse en más lugares que lo que sucede en el valle del Cañete. El mapa geomorfológico señala los sectores por donde con frecuencia tienden a producirse los desbordes y ataques erosivos de estos ríos torrenciales, los cuales delinean bandas mucho más amplias de lo que sus reducidos caudales normales pueden acarrear. (foto 3 del anexo 6.2.2.2). Sin embargo, hay que destacar que la erosión fluvial depende sobre todo de la intensidad de las avenidas durante la estación de lluvias y del momento en que éstas se producen. El carácter de las avenidas depende a su vez de la intensidad y volumen de lluvias, del tiempo en que se producen, de las pendientes del terreno, geología, vegetación y uso de la tierra. La erosión fluvial es extrema, si las mayores avenidas se presentan bajo intensas precipitaciones producidas con retraso de la respectiva estación lluviosa. Si las lluvias se retrasan en la sierra, los terrenos en esa región se resecan y meteorizan más y presentan mayor pérdida de cobertura vegetal protectiva. Luego, si las primeras lluvias son cortas pero de gran magnitud, la escorrentía es violenta y el arrastre de materiales máximo, con lo que se produce una severa erosión fluvial en los ríos de la costa. Por el contrario, si las lluvias son paulatinamente crecientes a medida que avanza la estación lluviosa, la erosión fluvial se reduce porque las aguas descienden con menor carga sólida y por consiguiente con menor poder erosivo. Según la amplitud de cuencas, algunos ríos son de flujos más regulares que otros, y en el sector del trazo del gasoducto, a lo largo de toda la costa, el río Cañete resulta el de mayor regularidad, lo que implica que ni las vaciantes son muy agudas pero que las crecientes no alcanzan picos tan extremos como otros ríos costeros, como es el caso del Mala, donde las tasas de retroceso de los terrenos ribereños son mayores.

Erosión Torrencial

La erosión torrencial más severa es la que ocasionan los huaycos en la desembocadura de los principales torrentes, sobre todo cuando éstos son activos durante la mayoría de estaciones lluviosas. Sin embargo, este tipo de erosión es poco activo a lo largo de la variante Chincha–


Chilca, a pesar de hallarse un poco más cerca de la cordillera que el trazado del gasoducto inicial, que va más pegado al litoral. La debilidad de las acciones torrenciales en la variante se explica sobre todo porque se sigue en el medio desértico costero, bastante alejado de las principales cuencas torrenciales que descienden de la sierra al piedemonte occidental andino. Considerando sólo los torrentes que alcancen una parte de las zonas de lluvia en la sierra, para ocasionar huaycos deben tener varias propiedades hidrogeomorfológicas específicas como: superficie de cuenca mínima, que varía en función de otros factores ambientales, fuerte pendiente, rocas impermeables en el substrato, coberturas detríticas sueltas, forma de cuenca y cauces internos, factores que a veces propenden a la concentración de escorrentías y sedimentos cerca de las desembocaduras finales, con lo que propician condiciones de mayor riesgo de ocurrencia de avenidas o huaycos. A este respecto, la quebrada más activa es la quebrada Topará, que tiene sus nacientes a más de 4 000 m de altitud, y anualmente produce escorrentías torrenciales de verano, con desbordes e inundaciones (fotos 4 y 8 del anexo 6.2.2.2). Quebradas de torrencialidad activa, más o menos similar son los llamados “ríos” Chilca y Asia. La mayoría de torrentes del área tiene solamente las coberturas detríticas y en algunos casos la impermeabilidad de los substratos, como factores favorables a la ocurrencia de huaycos, pero las magnitudes reducidas de las cuencas, sus formas alargadas, cauces sinuosos e irregulares, pendientes no muy pronunciadas, son factores que reducen la torrencialidad en el área considerada. En el mapa geomorfológico se identificó los principales torrentes que atraviesan el desierto, que ocasionan avenidas torrenciales con cierta frecuencia. La mayoría se halla en el sur de la variante, en las pampas de Ñoco, donde las cabeceras de las numerosas cuencas torrenciales superan los 3 000 m de altitud y en consecuencia se ubican en zonas de frecuentes lluvias estacionales. Los torrentes que desembocan en esta llanura tienen la particularidad de explayarse en numerosos cauces que incisionan débilmente el desierto dándole una configuración ondulada. Cuando una avenida desciende por ciertos cauces, los excava y acumula principalmente limos sobre los sectores deprimidos. Luego, al concluir la estación de avenidas, la erosión eólica cubre las depresiones excavadas y por ello, las siguientes avenidas de otros años se dirigen y excavan otros cauces. Es este un problema particular que requiere especial atención para los fines constructivos (foto 9 del anexo 6.2.2.2).

Erosión Eólica

Dado el carácter desértico, la acción eólica es generalizada lo largo de toda la variante, pero los procesos involucrados son normalmente débiles y de poca importancia práctica. Ello se debe a la débil intensidad anual de los vientos y a la regularidad de dirección de los mismos. En la costa central, los vientos rara vez sobrepasan los 50 km/hora y por lo general son sólo brisas de 10 a 15 km /hora. Por otro lado, la erosión eólica se manifiesta sobre las partículas finas de los suelos, es decir sobre arcillas, limos y arenas. No puede remover partículas más grandes y con las máximas velocidades que se registran en el área sólo puede remover arenas finas a medias, muy difícilmente arenas gruesas. Esta remoción se favorece si las partículas superficiales están secas o libres de sales que las aglutinen.


En el desierto costero central, especialmente en el desierto litoral, las neblinas invernales hacen que la superficie esté casi siempre húmeda, lo que reduce la probabilidad de remoción eólica. Lo mismo sucede con las sales, frecuentes en las arenas desérticas, que aglutinan fuertemente las partículas. Por último, cuando el viento logra desplazar partículas bajo condiciones favorables de velocidad y sequedad, muy pronto elimina las partículas finas dejando en superficie una capa de arenas gruesas o guijarros que se constituirán en una superficie completamente estable ya que los vientos más fuertes no podrán remover la superficie. Los pavimentos desérticos son tan frecuentes en la costa central, que sólo se desestabilizan ante las raras lluvias o escorrentías que llegan de la sierra, provocando una disturbación superficial y la aparición en superficie de nuevas partículas finas removibles por el viento. Este mecanismo se observa bien en la pampa Ñoco, al sur de la variante, donde el trazado del gasoducto es cruzado por numerosos e irregulares torrentes, que provocan avenidas dispersas y esporádicas, destruyendo los pavimentos desérticos formados por la salinidad superficial (foto 9 del anexo 6.2.2.2). En consecuencia, el viento resulta así un agente poco eficaz que tiende a rellenar con arenas las depresiones creadas por las escorrentías excepcionales, o a excavar ligeramente por deflación, las áreas cubiertas con material seco y fino. En el sector de la variante Chincha–Chilca, las acciones erosivas del viento no tienen mayor importancia práctica para el proyecto, en la medida de que se trata de acciones bastante débiles, en terrenos que tienden a estabilizarse rápidamente por la humedad atmosférica y salinidad, hecho que no excluye la presencia local de pequeños campos de dunas, como el que se aprecia en una reducida zona de dinamismo eólico, en pampas ubicadas al sur del río Cañete (foto 10 del anexo 6.2.2.2). Siempre es posible que las obras de excavación sobre pavimentos desérticos propicien temporalmente un aumento de particulado, incidiendo sobre la calidad del aire, en un medio prácticamente deshabitado.

1.2.4.4 Estabilidad Geomorfológica y Riesgo Físico

El trazado del gasoducto a lo largo de la variante Chincha-Chilca es marcadamente estable, ya que tanto las extensas llanuras costeras, como la mayor parte de zonas colinosas y de estribaciones montañosas no presentan acciones erosivas de consideración. Sólo los sectores ribereños de los ríos principales, así como las áreas aledañas a los cauces torrenciales activos, presentan niveles de inestabilidad geomorfológica acentuadas. La inestabilidad relativa de los medios ribereños es variable según los años y estaciones de lluvia; según la forma en que suceden las precipitaciones estacionales y según el volumen y magnitud de las crecidas fluviales. De esta manera, los años que producen poca precipitación anual no necesariamente producen escasa erosión fluvial, ya que las escasas lluvias pueden haberse producido concentradas en breves períodos de tiempo, aumentando su poder erosivo. Asimismo, las corrientes fluviales pueden en ciertos años afectar riberas poco coherentes y abarrancar mayores terrenos y en otros años, desviarse a terrenos más compactos ejerciendo menores efectos erosivos. En suma se trata de condiciones altamente cambiantes y poco predecibles, y en este sentido es importante contar con un cálculo apropiado de los diversos caudales que pueden ocurrir para períodos de retorno variables, que permitan conocer las máximas crecientes que se producen sobre determinado curso fluvial. Para los ríos Mala y


Cañete, y para las principales quebradas que cruzan la variante, dichos cálculos se presentan en el capítulo de hidrología. De acuerdo a dichos cálculos, el río Cañete es un río de mayor estabilidad, porque sus caudales son comparativamente más uniformes a lo largo del tiempo, que si se comparan con el río Mala por ejemplo. Estas variaciones son mucho mayores aún, si se comparan con quebradas secas gran parte del año, como los “ríos” Chilca, Asia y Topará. El riesgo de la inestabilidad geomorfológica esporádica de estas quebradas, es que las avenidas se pueden producir a la escala de varios años o varias décadas, y no necesariamente para años anormalmente lluviosos como con los fenómenos El Niño. Pueden suceder bajo cualquier anomalía pluvial localizada en las cabeceras de sus respectivas cuencas. Luego los flujos que se producen, avanzan por lechos parcialmente obstruidos por la acción eólica, y en ocasiones pueden desbordarse por lechos irregulares muy poco definidos. Por ello la amplitud de las áreas afectables es mayor, pudiendo formarse áreas de numerosos cauces divagantes que afectan amplias zonas, como sucede en las llanuras desérticas ubicadas entre los km 498 y 511. Cabe indicar que las quebradas cercanas a la zona montañosa de sierra, en el trazo de variante del gasoducto, son poco activas desde el punto de vista geomorfológico, es decir que su inestabilidad no es tan acentuada como sucede generalmente en los valles del piso inferior de la sierra, en su llegada a la costa. Esto se debe a que son cuencas torrenciales muy pequeñas, que tienen sus cabeceras en zonas áridas de la parte alta de la costa o baja de la sierra, donde reciben muy pocas lluvias.


Cuadro 1.2.4-1 Descripción y Distribución de las Unidades Geomorfológicas

Influencia en el Trazo Unidades Geomorfológicas Origen Relieve y

Pendiente Composición

Litológica Ubicación y/o

altura Procesos Erosivos Longitud

(km) Area (Ha)

Llanuras y Terrazas Inundables (Lli)

Cauces actuales Inundación y socavamientos 1,3 356,9

Llanuras Cultivadas (Llc1)

Pendiente 0 a 2% Terrazas no inundables

6,0 3 801,9

Llanuras Onduladas o Disectadas Cultivadas (Llc2)

Pendiente 5 a 15% Pampas y Piedemontes

Sin erosión sensible 27,0 799,2

Planicies Eriazas (Pd) Pendiente 0 a 5% 31,0 7 532,4

Planicies

Planicies Eriazas Onduladas a Disectadas (Pod)

Agradacional

Pendiente 0 a 15%

Bancos de grava, arena y limo de origen mayormente aluvial, con alternancia de arenas eólicas Pampas

costeras

Ligera erosión eólica, y esporádicas escorrentías de baja intensidad 37,7 10 580,2

Colinas de Substrato Rocoso Precuaternario (Ce)

Substratos rocosos sedimentarios e intrusivos

Estribaciones finales de la cordillera

Sin erosión sensible 14,8 4 258,4

Colinas de Materiales Aluviales Antiguos (Ca)

Pendiente 15 a 50% Substrato conglomerádi-co

Márgenes en el tramo inferior de los ríos

Esporádicas escorrentías de baja intensidad a escala de décadas

3,8 1 323,3 Colinas y Montañas

Estribaciones y Vertientes Montañosas (Vm)

Denudacional

Pendiente 25 a más de 50%

Substratos rocosos intrusivos

Cuencas torrenciales tributarias

Esporádicas escorrentías, y pequeños huaycos a escala de varias décadas

23,0 9 904,6

EIA Gasoducto Camisea – Lima Vol II 4.4-16

1.2.4 GEOMORFOLOGÍA........................................................................................................1.2.4-1 1.2.4.1 Geomorfogénesis ................................................................................................................................. 1.2.4-1 1.2.4.2 Fisiografía............................................................................................................................................. 1.2.4-6 1.2.4.3 Morfodinámica y Procesos Erosivos Actuales................................................................................1.2.4-10 1.2.4.4 Estabilidad Geomorfológica y Riesgo Físico ..................................................................................1.2.4-13

CUADRO 1.2.4-1 DESCRIPCIÓN Y DISTRIBUCIÓN DE LAS UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS 1.2.4-15

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