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El presente informe es el resultado de la evaluación de peligros geológicos por lahares en las quebradas que descienden del Complejo Volcánico Chachani realizado en el distrito de Cayma, provincia y departamento de Arequipa. Con este trabajo el Instituto Geológico, Minero y Metalúrgico – INGEMMET, cumple con una de sus funciones que consiste en brindar información actualizada, confiable, oportuna y accesible sobre la geología en este caso a nivel distrital. Las subunidades geomorfológicas sobre las cuales se ha asentado la población de Cayma son: geoformas de carácter volcánico entre ellas el estratovolcán, estratocono inferior, estratocono superior, colina o lomada de flujo de lava, ladera piroclástica y volcanoclástica, ladera piroclástica y de avalancha de escombros, flujo de lava en bloques del pleistoceno tardío, domo-coladas; asimismo se han identificado geoformas de carácter glacial entre ellas morrenas anterior al máximo avance glacial, morrena Neoglacial; también geoformas de carácter fluvial y deposicional como abanico aluvial, abanico de deshielo, planicie aluvial, valle encañonado o valle-cañón; finalmente geoformas de carácter antrópico como una represa. Los depósitos condicionantes para la ocurrencia de flujo de detritos (lahares) es la presencia de flujos piroclásticos del Neógeno y Cuaternario de poca y moderada consolidación, ubicándose en la faja marginal del Rio Yura, el depósito piroclástico de bloques y ceniza perteneciente al domo-colada Cabrerías de bajo grado de consolidación con bloques decimétricos, angulosos y densos. Además, depósitos cuaternarios (aluviales y coluviales) formado por gravas, bloques lávicos de tamaños centiméticos y decimétricos. Las pendientes en las laderas de las quebradas donde podrían ocurrir los lahares son: fuerte (12°-30°), muy fuerte (30°-45°) a muy escarpado (>45°). El mapa de peligros en el distrito de Cayma fue elaborado en coordinación con la municipalidad distrital de Cayma, se identificaron 13 quebradas, realizando la evaluación técnica (ubicación de puntos críticos) de 8 quebradas que recorren el distrito de Cayma. En el distrito de Cayma, se presentan 73 puntos críticos dentro de las cuales figura 24 cruces afirmados, 25 instituciones educativas (inicial, primario, secundario y técnico) 13 puentes, 7 canchas deportivas, 2 parques, 1 reservorio de agua y 1 policlínico representando peligro de nivel bajo, moderado y alto; en caso ocurriera un peligro de este tipo, dañando directa e indirectamente a los vecinos del distrito. Finalmente, se brinda recomendaciones, a las autoridades competentes que podrían poner en práctica, a fin de evitar la construcción de viviendas o infraestructuras en zonas de alto peligro no mitigable.

173 páginas El 19 de febrero de 1600 d. C. el volcán Huaynaputina (Moquegua) situado en el sur del Perú, presentó una gran erupción de tipo pliniana, la cual es considerada la erupción histórica más voluminosa de Sudamérica (Thouret et al., 1999, 2002; Adams et al., 2001), que generó uno de los más importantes impactos climáticos globales (en términos de reducción de temperatura promedio) en los últimos 1500 años (Stoffel et al., 2015). El estratovolcán Huaynaputina es parte de una agrupación de domos, construido sobre un volcán compuesto, constituido de flujos de lavas y depósitos piroclásticos emplazados durante el Pleistoceno y Holoceno. La erupción de 1600 d. C. destruyó los domos de lava y depósitos piroclásticos preexistentes que afloran en el borde del anfiteatro del volcán, cubriendo con depósitos piroclásticos los sectores proximales y distales del Huaynaputina. Thouret et al. (2002) reconocieron cinco fases eruptivas y cinco unidades tefroestratigráficas en los depósitos de la erupción: 1) un depósito de caída de tefra pliniana; 2) una secuencia de capas de cenizas interpretadas como caídas de cenizas de tipo vulcaniano; 3) una secuencia de depósitos de ignimbritas no soldadas correspondientes a una fase de flujos y oleadas piroclásticas; 4) un depósito de caída de ceniza rica en cristales (hasta 80 % de cristales libres); 5) un depósito de flujo de cenizas de pequeño volumen. Recientes estudios tefroestratigráficos permitieron realizar un recálculo de los parámetros de la erupción del volcán Huaynaputina del año 1600 d. C. Este recálculo se realizó en base a más de 670 puntos de control, donde se incluyeron 42 nuevas secciones efectuadas entre los años 2015 y 2018, ubicadas en las zonas proximal y medial del volcán. Las medidas de espesor, compiladas en una base SIG, permitieron elaborar un nuevo mapa de isópacas. Este mapa muestra que las tefras fueron dispersadas a más de 400 km, con ejes de dispersión en dirección O-NO y O para las isópacas distales, y un tercer eje en dirección O-SO para las isópacas proximales a mediales (Japura, 2018). La estimación del volumen erupcionado fue basada en modelos Power Law, Weibull, Pyle; se han adaptado los modelos de Bonadonna y Houghton (2005), Burden et al. (2011), Bonadonna & Costa (2012) para integrar la isópaca más distal posible. Se calculó un volumen de tefra actual de 8.00 a 9.93 km3 (Thouret et al., 2002ª; Japura, 2018). Recientemente, en base a modelos estadísticos, utilizando la base de datos indicada anteriormente, se ha realizado una nueva estimación del volumen de los depósitos de caída pliniana, los cuales arrojaron valores entre 13 y 14 km3, que es casi el doble de estimaciones de estudios anteriores (Prival et al., 2020). Estos datos de volúmenes obtenidos radican en que valores más bajos corresponden a medidas de espesores que no consideraron los depósitos de tefra por debajo de la isópaca de 1 cm (Prival et al., 2020). Adams et al. (2001) calcularon una altura de columna de 34 – 45 km en base a los espesores y a las medidas de clastos del depósito de caída pliniana. Con los mapas de isopletas (pómez y líticos) y utilizando el modelo de Carey y Sparks (1986), se estimó una altura de columna eruptiva entre 35 ± 2 km, con una velocidad de viento entre 10 a 30 m/s, un valor similar a las estimaciones preexistentes (Thouret et al., 2002; Japura, 2018). Prival et al. (2020) calcularon una columna eruptiva entre 26 a 31 km, considerando la cuenta de advección de viento en el penacho (Biass et al., 2015; Rossi et al., 2019). Los últimos estudios indican que la altura ha sido recalculada a 32.2 ± 2.5 km. Estudios realizados por Thouret et al. (2002) muestran una tasa de descarga volumétrica eruptiva en el rango de 5.4-6.6X104 a 1X105 m3/s, una tasa de descarga de masa (MER) de 1.3-1.6X108 kg/s. Actualmente, en base a la altura, se calculó la tasa de descarga volumétrica de 1.01x105 a 1.57x105 m3/s y un MER entre 2.20 x108 a 4x108 kg/s. Prival et al. (2020) obtuvieron valores entre 1.4x108 y 3.2x108 kg/s. Las tasas de descarga en combinación con las estimaciones de volumen nos permiten obtener duraciones de la erupción que oscilan entre 5 y 19 h (Prival et al., 2020). Este rango de valores es consistente con las 12 a 19 h estimadas a partir del análisis de las crónicas españolas (Thouret et al., 2002 en base a datos históricos interpretados por Jara et al., 2000). Estos datos nos permitieron definir el índice de magnitud de 5.8 e índice de intensidad de 11, obteniendo un Índice de Explosividad Volcánica (IEV) de 6. La densidad de la pómez se encuentra entre 0.6 y 0.7 g/cm3 para los sectores proximales, 0.8 g/cm3 para los sectores mediales y 0.9 g/cm3 para los distales. Los valores de densidad varían con un incremento horizontalmente por cada sección (ultra proximal, proximal, medial) de manera proporcional a la distancia dispersada con respecto al cráter (Cueva, 2018). La densidad aparente seca de cada subunidad del depósito de caída pliniana ha sido medida en 32 sitios, donde se tienen resultados de 0.62 g/cm3 para depósitos proximales y 0.72 g/cm3 para depósitos distales (Prival et al., 2020). La distribución granulométrica de la caída de lapilli pómez pliniana varía según las zonas de depositación. En la zona proximal y medial, el depósito de caída pliniana presenta una distribución bimodal y unimodal, mientras que en la zona distal presenta una distribución únicamente unimodal. Esto indica que la sedimentación del tamaño de partículas es variable según la distancia al cráter e influenciada por la dirección del viento (sotavento). Se realizó la distribución total de tamaño de grano para inferir el estilo de fragmentación y de erupción, donde casi el 70 % de la masa del depósito se encuentra entre -4.0 y -1.0 phi (φ), con tamaños entre 1.6 cm a 2 mm. Los componentes litológicos de los productos de la erupción han sido estudiados en base a 100 muestras de fracciones de 4, 2, 0.5 y 0.125 mm, donde la mayor parte del depósito está compuesto por material juvenil (91 %), líticos cogenéticos (4 %), líticos no juveniles (3 %) y cristales libres de plagioclasa, biotita, anfíbol y minerales opacos (1 %) para la fracción 0.4 mm. Recientes investigaciones geológicas, geofísicas y tefroestratigráficas nos han permitido identificar y conocer las características de seis de los principales poblados enterrados: Calicanto, Chimpapampa, Cojraque, Estagagache, Moro Moro y San Juan de Dios, ubicados en el flanco suroeste, sureste, sur y noroeste del cráter del volcán Huaynaputina. Se han elaborado los mapas geológicos de Calicanto, Chimpapampa y Estagagache a escalas 1:2000, 1:3000 y 1:2500. Según las columnas estratigráficas levantadas y descripciones de campo, el depósito de caída pliniana presenta espesores entre 1 a 3 m, mientras que los depósitos de flujos piroclásticos llegan hasta 6 m. Todo este material piroclástico habría cubierto los pueblos establecidos en las periferias del volcán. Se utilizaron varios métodos geofísicos para analizar las características de los pueblos sepultados: Georradar GPR, cámaras infrarrojos – térmica IR (Cámara FLIR) y Prospección Magnética GEMSYS GSM19, los que permitieron obtener radargramas y mapas de anomalías magnéticas en zonas donde las estructuras están localizadas a una profundidad entre 0.5 y 2 metros. Con el uso de la Fotogrametría con Drones (Phantom 3 y 4Pro), se obtuvieron Modelos de Elevación Digital (DEM) con alta resolución espacial (1.7 cm/píxel) e imágenes satelitales de alta resolución, que cubrieron un área de hasta 78 ha, los cuales sirvieron como base para la visualización los mapas geológicos y de prospección geofísica. Se han realizado trabajos de educación y difusión durante el periodo 2015-2019, en los dos centros más poblados, Quinistaquillas ubicado a unos 20 km al sur y Omate a unos 15 km al SO del volcán Huaynaputina. Se impartieron capacitaciones, charlas, talleres, encuestas, dirigidas a estudiantes de colegios, universidades, municipalidades y público en general con el objetivo de brindar información acerca del estudio de los volcanes y sensibilizar a la población para el manejo de crisis volcánicas. En base a la caracterización geológica y geofísica de los 6 pueblos sepultados por la erupción, se realizó un mapa geoturístico, donde se proponen 12 geositios ubicados alrededor del volcán Huaynaputina con el propósito de fomentar el turismo geológico y cultural en la zona.

29 páginas El presente informe es el resultado de la evaluación de peligros geológicos por flujo de detrito (lahares) en la confluencia de los ríos Tambo y Ubinas en el distrito de Matalaque, en la provincia General Sánchez Cerro, departamento Moquegua. Con este trabajo, el Instituto Geológico Minero y Metalúrgico – Ingemmet, cumple con una de sus funciones que consiste en brindar asistencia técnica de calidad e información actualizada, confiable, oportuna y accesible en geología en los tres niveles de gobierno (distrital, regional y nacional). En la confluencia de los ríos Tambo y Ubinas, afloran rocas de la Formación Matalaque conformadas por lavas andesítica alteradas y ocasionalmente en bancos de ignimbritas soldadas, que se encuentran moderadamente meteorizadas y medianamente fracturadas. Así mismo, aflora el Grupo Barroso, conformado por flujos piroclásticos (ignimbritas), con espesores de hasta 80 m, estas se encuentran moderadamente meteorizadas y medianamente fracturadas. Además, se tienen depósitos aluviales conformados por gravas, bloques lávicos de hasta 6 m y fragmentos subredondeados y subangulosos, englobados dentro de una matriz limo arcillosa, depósito poco consolidado, son de fácil erosión. Las subunidades geomorfológicas identificadas en la zona de estudio corresponden a: montaña en roca volcánica y terraza aluvial, siendo esta última la que presenta mayor susceptibilidad a la ocurrencia de movimientos en masa. Los peligros geológicos identificados corresponden a movimientos en masa, principalmente de tipo: flujo de detritos (lahares), también se identificaron derrumbes, caída de rocas y avalancha de detritos; asimismo, se ha observado procesos de erosión de ladera (cárcavas). El sector es principalmente susceptible a ser afectado por flujo de detritos (lahares). Los factores condicionantes que originan la ocurrencia de peligros geológicos en la zona evaluada son: a) La Litología, que presenta rocas moderadamente meteorizadas y medianamente fracturadas de la Formación Matalaque y del Grupo Barroso. b) Depósitos aluviales poco consolidados, conformados por gravas, bloques lávicos englobados dentro de una matriz limo arcillosa, los cuales son de fácil erosión. c) Pendiente de los terrenos, en la confluencia de los ríos Tambo y Ubinas, las laderas en ambos márgenes, presentan pendiente muy fuerte (25°-45°) a escarpados (> 45°), que facilita el desplazamiento de materiales sueltos hacia ladera abajo. En la parte media de las laderas, se aprecian acantilados formados por lavas volcánicas e ignimbritas, zona inestable, desde donde podrían desprenderse bloques. Se concluye que la zona de confluencia de los ríos Tambo y Ubinas se considera como Zona crítica y de Peligro Alto, ante la ocurrencia de flujos de detritos (lahares) en temporada de lluvias intensas y/o prolongadas. Además, en el sector se pueden generar, derrumbes y caída de rocas. Para evitar la ocurrencia de nuevos derrumbes en los terrenos de cultivo de Huarina, se recomienda evitar infiltraciones de agua en el suelo, a través de cambio de técnicas de riego con asesoramiento de las entidades correspondientes. Además, realizar limpieza del cauce de los ríos; construir defensas ribereñas a lo largo de la zona agrícola de Huarina, así como, en las zonas de desprendimientos de rocas: ¨peinar” el talud e implementar pernos de anclaje.

mapas. [ES] El Sara Sara (15º18’ S; 73º27’ O; 5505 m s. n. m.) es un volcán potencialmente activo, localizado en la cadena volcánica del Pleistoceno-Holoceno del sur peruano, a 12 km al SE del distrito de Pausa, provincia de Páucar del Sara Sara (Ayacucho). Este volcán se encuentra en el extremo septentrional de la Zona Volcánica Central (ZVC) de los Andes, edificado sobre lavas del Grupo Barroso. La evidencia geológica muestra cinco tipos principales de peligros volcánicos: 1) peligros por caídas de tefras; 2) peligros por emplazamiento de flujos y oleadas piroclásticas; 3) por flujos de barro o lahares; 4) por avalanchas de escombros; y 5) por flujos de lava. En base al comportamiento pasado del volcán, se propone cuatro escenarios eruptivos futuros en caso de una eventual reactivación del volcán Sara Sara, desde el más posible al menos posible. Estos son: el primer escenario considera la emisión de flujos de lava; el segundo escenario considera una erupción explosiva tipo vulcaniana (IEV 1-2); el tercer escenario considera una erupción explosiva de tipo subpliniana o pliniana (IEV 3-5); y el cuarto escenario considera el crecimiento y colapso de domos, que están asociados al colapso del flanco, que puede generar, a su vez, depósitos de corrientes de densidad piroclástica y avalanchas de escombros (IEV = Indice de Explosividad Volcánica). En áreas aledañas al volcán, en un radio de unos 20 km, existen diecinueve poblados donde habitan más de 20 000 personas. Entre estos poblados se encuentra el de Pausa (12.5 km al NE del Sara Sara), capital de la provincia de Páucar del Sara Sara, así como el distrito de Sara Sara (Quilcata), localizado a 7 km al norte del volcán Sara Sara, y el distrito de Incuyo, localizado al NO, a 14 km del Sara Sara, entre otros. Estos distritos, por encontrarse muy cerca del volcán Sara Sara, se encontrarían en peligro si el volcán se reactivara y despidiera ceniza o pómez. Asimismo, se localizan importantes obras de infraestructura (reservorios, canales de agua, carreteras) y terrenos de cultivo que pueden ser afectados en caso de una eventual reactivación volcánica. [EN] The Sara Sara (15º18’ S, 73º27’ W, 5505 m asl) is a potentially active volcano located in the Pleistocene-Holocene volcanic range of southern Peru, at 12 km SE of Pausa (Ayacucho). The volcano is located at the northern end of the Central Volcanic Zone (CVZ), built on lavas of the Barroso Group. Geological evidence shows five main types of volcanic hazards: tephra falls, pyroclastic density currents and surges, lahars, debris avalanches and lava flows. Based on the past behavior of the volcano, in case of an eventual Sara Sara volcanic reactivation, four future eruptive scenarios have been proposed. From the most likely to the least likely, these are: the emission of lava flows, a vulcanian eruption (VEI 1-2); a subplinian or plinian eruption (VEI 3-5); and the growth and collapse of domes, associated with the collapse of the flank that can generate deposits of pyroclastic density currents and debris avalanches. In a radius of some 20 km from the volcano, there are 19 villages inhabited by more than 20000 people, including Pausa (12.5 km NE of Sara Sara), capital of the Province of Paucar del Sara Sara, as well as Sara Sara district (Quilcata), located 7 km north of the Sara Sara volcano, the Incuyo district, located NO, 14 km from Sara Sara, among others. These districts are close to the Sara Sara volcano, and they are potentially in danger, mainly due to ash pumice fall in case a possible reactivation of the volcano. Also, important infrastructure works (reservoirs, water channels, roads) and cultivation lands are located around the volcano, which may be affected in case of an eventual volcanic reactivation.

165 páginas, 2 mapas- El Complejo Volcánico Tutupaca (CVT) se encuentra ubicado en la Cordillera Occidental de los Andes del sur del Perú, en el extremo sureño del arco volcánico peruano. Está aproximadamente a 60 km al este de la ciudad de Moquegua y 105 km al norte de la ciudad de Tacna. El CVT se ha edificado sobre un substrato constituido de rocas ignimbríticas y secuencias volcano-sedimentarias de edad Mio-Pliocénica. El CVT está formado por tres edificios: Tutupaca Basal, Tutupaca Oeste y Tutupaca Reciente. El edificio Tutupaca Basal es el más antiguo del complejo. Se formó durante el Pleistoceno inferior a superior. Este edificio está constituido por secuencias de flujos de lava de más de 500 m de espesor, además de domos y un depósito de corriente de densidad piroclástica denominado Callazas. Los domos se encuentran alineados en dirección NNO-SSE. El edificio Tutupaca Oeste se formó durante el Pleistoceno tardío e inicios del Holoceno. Está constituido por domos yuxtapuestos en su base, que fueron cubiertos por secuencias lávicas. El colapso del flanco occidental de este edificio emplazó el depósito de avalancha de escombros Tacalaya, que aflora al oeste y suroeste. Este edificio ha sido asociado también a una importante secuencia de depósitos de caída piroclástica que aflora al sur, entre 15 y 30 km de distancia, cuya base ha sido datada en 10 a 12 ka. El edificio Tutupaca Reciente, es el más joven del complejo. No está afectado por la erosión glaciar, por lo que se infiere que posee una edad Holocénica. El edificio está constituido por al menos siete domos lávicos y dos escarpas o anfiteatros de colapso. La escarpa más antigua está abierta en dirección este, y la más reciente posee más de 1 km de diámetro, y está abierto hacia el noreste. El depósito de avalancha de escombros Azufre ha sido asociado a la primera escarpa. Este aflora entre 2 y 7 km de distancia, al sur, este y sureste, con pequeños ramales al oeste. A partir de datos de campo, dataciones y crónicas históricas, se infiere que el edificio Tutupaca Reciente tuvo su último ciclo eruptivo entre 1787 a 1802 d.C. Se asociaron a este ciclo eruptivo el depósito de corriente de densidad piroclástica Zuripujo —datado entre 190 ± 30 y 230 ± 30 aAP—, que aflora al este del edificio volcánico, así como el depósito de avalancha de escombros Paipatja y el depósito de corriente de densidad piroclástica Paipatja, este último datado en 220 ± 40 y 235 ± 35 aAP. El depósito de corriente de densidad piroclástica Paipatja se originó durante una erupción lateral (lateral blast) debido al colapso del flanco noreste del edificio Tutupaca Reciente, el cual dio origen a la segunda escarpa de colapso. El ascenso de magma juvenil provocó el colapso del flanco NE del volcán, lo que ocurrió de forma simultánea con el emplazamiento de flujos piroclásticos. El volumen total estimado del depósito de corriente de densidad piroclástica Paipatja fue del orden de 6.5-7.5 × 107 m3, correspondiente a una erupción con Índice de Explosividad Volcánica 3 (Samaniego et al., 2015). Este colapso de flanco posiblemente sea el más joven de los Andes y la erupción asociada es la segunda más grande ocurrida en el sur del Perú en época histórica, después de la erupción del volcán Huaynaputina del año 1600 d.C. Los flujos de lava del Tutupaca Basal están constituidos por andesitas y dacitas (2.1 – 4.6 wt.% K2O y 58.7 – 69.6 wt.% SiO2) y los domos alineados también están constituidos por andesitas y dacitas (2.5 – 3.4 wt.% K2O y 61.7 – 68.6 wt.% SiO2). Se han identificado andesitas ricas en clinopiroxeno, dacitas ricas en anfíbol y dacitas con anfíbol y clinopiroxeno. Los flujos de lava están conformados por minerales de plagioclasa, clinopiroxeno, ortopiroxeno y óxidos de Fe-Ti, y ocasionalmente se observan anfíboles, biotitas y olivino. Por otro lado, los domos están constituidos por minerales de plagioclasa, anfíbol, biotita y eventualmente clinopiroxeno y ortopiroxeno. La corriente de densidad piroclástica Callazas es altamente vesiculada; contiene minerales de plagioclasa, anfíbol, clinopiroxeno, biotita y óxidos de Fe-Ti. El edificio Tutupaca Oeste está comprendido por andesitas basálticas, andesitas y dacitas (1.8 – 4.5 wt.% K2O y 59.7 – 69.4 wt.% SiO2). Los flujos de lava y domos de este edificio están constituidos por fenocristales de plagioclasa, anfíbol, biotita, esfena, óxidos de Fe-Ti y eventualmente clinopiroxeno y cuarzo. En los domos se han encontrado enclaves, cuya asociación mineral está comprendida por fenocristales de plagioclasa, anfíbol, biotita y óxidos de Fe-Ti. Las pómez de los depósitos de caídas son altamente vesiculadas y están constituidas por fenocristales de plagioclasa, clinopiroxeno, óxidos de Fe-Ti y eventualmente anfíboles. Los productos del edificio Tutupaca Reciente está comprendido por dacitas (2.9 – 3.7 wt.% K2O y 63.2 – 68.0 wt.% SiO2), y los enclaves englobados en los domos tienen composición andesita basáltica. La asociación mineral de los depósitos de este edificio está conformada por plagioclasa, anfíbol, clinopiroxeno, anfíbol, biotita, esfena, apatito y óxidos de Fe-Ti. Se han definido cuatro escenarios eruptivos ante una posible erupción del volcán Tutupaca (edificio Tutupaca Reciente): a) crecimiento de domo, acompañado por actividad explosiva de tipo vulcaniano (VEI 1-2); b) crecimiento y colapso de domos con generación de corrientes de densidad piroclástica (VEI 2-3); c) crecimiento de domos con colapso de flanco, emplazamiento de avalanchas de escombros, y erupción lateralmente dirigida (VEI 3-4); d) erupción subpliniana a pliniana, con generación de corrientes de densidad piroclástica (VEI 4-5). En base a estos escenarios se elaboró el mapa de peligros múltiples de la zona proximal, el mapa de peligros por lahares, y el mapa de peligros por caída de ceniza y pómez.

25 páginas. El informe presente los resultados del estudio de peligrosidad realizados en las zonas de explotación de laderas en la cuenca del valle del río Chili, sector Alto Cayma, en mérito al volumen de material que viene siendo extraído por concesiones de minería no metálica. Asi también, realiza un análisis de los peligros volcánicos relacionados al volcán Misti de como los procesos de movimientos en masa puedan resultar de la ocurrencia de lluvias o sismos en la región.

128 páginas, 2 mapas. El complejo volcánico Yucamane-Calientes (CVYC) se encuentra localizado en la zona alto andina del departamento de Tacna, en la Cordillera Occidental de los Andes. El estudio geológico y el análisis de imágenes satelitales y fotográficas aéreas muestran que dicho complejo está conformado por dos estratovolcanes alineados en dirección NNO-SSE, tales como Calientes (4980 msnm) y Yucamane (5495 msnm). Los volcanes mencionados se han construido al sur de un estratovolcán muy antiguo y parcialmente destruido denominado Yucamane Chico (5356 msnm), sobre secuencias de lavas del Mioceno. La datación radiométrica de una lava de la base de dicho volcán arrojó una edad K/Ar de 5.5 ± 0.08 Ma. El estratovolcán Calientes se ha construido en cinco etapas: “Calientes I”, durante el cual se produce el emplazamiento de flujos de lavas andesíticas que yacen en la base del volcán; “Calientes II”, durante el cual se emplaza una secuencia de flujos de pómez y ceniza “Basal”, dacítica no soldada, que aflora al sur del complejo, generada por un evento explosivo paroxismal (colapso de caldera); “Calientes III”, está constituido por flujos de lavas andesíticas y dacíticas que forman el cono inferior de dicho volcán. Una lava de esta etapa ha sido datada en 126 ± 3 ka; “Calientes IV”, comprende la formación del cono superior del volcán ¿localizado entre los 4800 y 5350 msnm¿, y consiste en una intercalación de lavas andesíticas y dacíticas; “Calientes V”, comprende el emplazamiento de un complejo de domos dacíticos de aproximadamente 400 m de alto por 1000 m de diámetro. Durante o antes de la etapa “Calientes IV”, se emplaza el volcán Yucamane, el cual se ha construido en tres periodos: “Yucamane I”, conformado por una secuencia de flujos de lavas andesíticas de aproximadamente 300 m de espesor que yacen en la base del volcán. Posteriormente, parte de este cono colapsó y generó depósitos de avalancha de escombros con una extensión de más de 12 km al sur, SE y E del volcán Yucamane. En un segundo periodo, denominado “Yucamane II”, se produjo el reiterado crecimiento de domos que luego colapsaron y generaron flujos piroclásticos de bloques y cenizas andesíticas y dacíticas, que se depositaron en las quebradas de los flancos sur, SO y SE del Yucamane, a más de 9 km del cráter. Uno de los primeros depósitos emitidos, corresponde a un depósito de flujo tipo blast que fue datado en 36450 ± 250 ka. El “Yucamane III”, se inició con la formación del cono de la cumbre, entre los 3900 y 5495 msnm, ligada principalmente a una actividad efusiva que emite flujos de lava andesítica y dacítica. Una lava de la base del estratocono superior fue datada en 23 ± 1 ka, mientras que una lava joven que yace al pie del flanco SE fue datada en 3 ± 2 ka. Durante el Holoceno, el Yucamane presentó una actividad explosiva variada, de tipo vulcaniana y subpliniana que ha emplazado flujos y caídas piroclásticas. Los depósitos de la última erupción subpliniana corresponden a un depósito de caída y flujo piroclástico que datan en 3270 años AP. El estudio petrológico y geoquímico de las rocas del volcán Calientes muestra que estas rocas son de composición andesítica y dacítica (60.1-67.7 wt.% SiO2), mientras que las rocas del volcán Yucamane corresponden a andesitas básicas, andesitas y dacitas (53.4-66.9 wt.% SiO2). Todas las muestras analizadas pertenecen a la serie calcoalcalina con alto contenido de K (2.3-3.7 wt.% K2O para rocas del Calientes y 1.4-3.6 wt.% K2O para rocas del Yucamane). Las rocas del complejo Yucamane-Calientes presentan una gran homogeneidad mineralógica y petrográfica. En efecto, las andesitas y dacitas contienen fenocristales de plagioclasa (que a veces miden hasta 1 cm), anfíbol, biotita, clinopiroxeno, óxidos de Fe-Ti y ocasionalmente ortopiroxeno y olivino. Los cristales de olivinos están únicamente presentes en las andesitas básicas y andesitas. Las andesitas básicas, andesitas y dacitas tienen principalmente una textura porfirítica con una pasta intersertal o microcristalina. Según el comportamiento geoquímico de las rocas del CVCY, y según el contexto geodinámico ligado a la subducción, los magmas del CVYC provendrían del manto. Las características isotópicas de las rocas del CVYC (razones 87Sr/86Sr elevadas y razones 143Nd/144Nd bajas) sugieren que la serie ha evolucionado principalmente por procesos de asimilación-cristalización fraccionada (AFC), en una cámara magmática superficial. De otro lado, las rocas del CVYC poseen bajos valores en Y y HREE comparadas con los magmas calcoalcalinos “clásicos” de arco. Esas características pueden reflejar la asimilación o mezcla de magmas basálticos “padres”, que provienen del manto, con magmas generados en la base de la corteza (magmas generados a alta presión), que contienen granate (± anfíbol) en el residuo de fusión, en el contexto de una corteza continental engrosada (~70 km de espesor). La evidencia geológica muestra cuatro tipos principales de peligros volcánicos: peligros por caídas de tefras, por emplazamiento de flujos y oleadas piroclásticas, por lahares, por avalanchas de escombros y por flujos de lava. En base a los datos geológicos se ha propuesto cinco escenarios eruptivos en caso de una eventual reactivación volcánica del Yucamane, desde el más posible al menos posible; estos son: el primer escenario considera una erupción vulcaniana leve a moderada (IEV 1-2); el segundo escenario, una erupción explosiva tipo vulcaniana o subpliniana (IEV 3); un tercer escenario, el crecimiento de un domo y/o colapso de un sector del volcán que puede generar avalanchas de escombros; un cuarto escenario considera la emisión de flujos de lava; y un quinto escenario considera una erupción explosiva de tipo pliniana (IEV 4-5). En caso de una eventual reactivación del volcán Yucamane o volcán Calientes, las zonas más propensas a ser afectadas por los productos como caídas de cenizas y eventuales lahares sería principalmente la provincia de Candarave (11 km al SO del volcán), donde habitan cerca de 3482 pobladores, muy cerca de distritos, caseríos/parajes, terrenos de cultivo, pastizales y obras de infraestructura. Asimismo, se vería afectado el ganado camélido que habita la zona.

22 p. El informe presenta los resultados de la evaluación en la zona de Cahuaya–Animas, que ha sido propuesta como un sitio de refugio ante el incremento del caudal del Río Tambo y/o ingreso de lahares del volcán Ubinas.

21 páginas. El informe se ha elaborado en función a la inspección geológica de campo en las zonas denominadas Asociación Casa Granja Nueva Villa Ecológica, Asociación de Vivienda Nueva Villa Ecológica y Asociación Posesionarios de San Luis Gonzaga, ubicados en el distrito de Alto Selva Alegre - Arequipa, a 12 km al suroeste del cráter del volcán Misti. Cabe mencionar, que el volcán Misti es un volcán activo y considerado como uno de los volcanes más peligrosos del mundo, por su tipo de erupción muy explosiva y porque muy cerca de él habitan más de un millón de habitantes, creciendo aún más el riesgo volcánico, ya que muchas personas pretenden habitar en zonas de alto peligro volcánico, ya sea porque se encuentra muy cerca al cráter o en quebradas que son las vías por donde descendería cualquier producto que emita el volcán Misti en su próxima erupción.

170 p., 2 mapas El volcán Misti se emplazó sobre un substrato conformado por ignimbritas y depósitos volcanoclásticos del Mioceno-Pleistoceno. El estratovolcán Misti está constituido por cuatro edificios principales, denominados por Thouret et al. (2001) como Misti 1, Misti 2, Misti 3 y Misti 4. El Misti 1 forma la base del edificio volcánico; está conformado por flujos de lava y depósitos de avalanchas de escombros, intercalados con depósitos volcanoclásticos y flujos de escoria, todos emplazados posiblemente entre 833 y 112 ka. El edificio Misti 2 fue construido entre los 112 y 40 ka aproximadamente; está constituido por flujos de lava y flujos piroclásticos, así como caídas piroclásticas. El edificio Misti 3 se emplazó entre los 4400 y 5400 msnm, aproximadamente, y se le asigna una edad de 40-50 hasta 14 ka. Este edificio está conformado por flujos de lavas en bloques, domos, así como flujos, caídas y oleadas piroclásticas. El edificio Misti 4 se construyó en los últimos 11 mil años, por encima de los 5400 msnm, producto principalmente de erupciones explosivas que emplazaron flujos y caídas piroclásticas. Durante los últimos 50 mil años, el volcán ha emplazado cerca de 10 flujos piroclásticos y 20 caídas de pómez y ceniza. La última erupción de gran magnitud ocurrió hace 2050 años y tuvo un IEV 4-5. Durante la era cristiana, el Misti ha presentado por lo menos tres erupciones: en 1784 d.C., 1787 d.C. y mediados del siglo XV, esta última tuvo IEV 2. Los productos del Misti se identifican en tres tipos petrográficos: andesitas, dacitas y riolitas. Al interior de cada tipo se observan cinco grupos: andesitas con piroxeno; andesitas con piroxeno y anfíbol; andesitas con anfíbol; dacitas con anfíbol; y riolitas con biotita. Predominan las asociaciones minerales de andesitas con fenocristales de plagioclasa, anfíbol, ±clinopiroxeno, ±ortopiroxeno, ±olivino y óxidos de Fe-Ti. En base a las calibraciones de Putirka (2008) y Ridolfi et al. (2010), se estimaron temperaturas de cristalización de las andesitas entre 1020°C a 920°C ± 30°C, y de las dacitas entre 965°C a 916°C ± 22°C. Las estimaciones de presión obtenidas con la ayuda del anfíbol dieron entre 237 ± 26 MPa y 413 ± 45 MPa, es decir, profundidades que varían de 9 a 15 ± 2 km aproximadamente, donde se sitúa una zona de almacenamiento o cámara magmática. En base a las características mineralógicas, geoquímicas e isotópicas de los productos recientes del Misti, se propone el siguiente modelo petrogenético: los líquidos de composición básica se generan en la cuña del manto previamente metasomatizado por fluidos provenientes de la zona de subducción. Estos magmas primitivos ascienden hacia un reservorio profundo, localizado probablemente al límite de la base de la corteza continental, donde sufren una diferenciación de tipo AFC (asimilación-cristalización fraccionada), por los bajos valores en Yb. Luego ascienden a otro reservorio superficial donde interactúan con el substrato proterozoico. En efecto, las composiciones en elementos traza e isotópicas llevan la firma del substrato proterozoico (gneis de Charcani) en el cual los magmas probablemente se diferenciaron. La importancia de estos procesos de AFC parece aumentar entre 34 y 31 ka, como lo demuestran los valores elevados de 87Sr/86Sr y d18O (tipo cortical) de productos más diferenciados (riolitas) del Misti 3, en relación a los valores de los productos más antiguos (Misti 2) y recientes. Los principales peligros reconocidos en el volcán Misti, son los generados por caídas de ceniza y pómez, flujos de barro (lahares), flujos piroclásticos, flujos de lava y avalanchas de escombros. Para la elaboración del mapa de peligros, se han construido seis escenarios, los que se basan en el cartografiado geológico (escala 1/25000), la reconstrucción de la historia eruptiva, el reconocimiento de los principales dinamismos eruptivos, la magnitud y frecuencia de erupciones pasadas, los modelos teóricos existentes sobre alcance de los productos volcánicos y la comparación con otros estratovolcanes de arco, especialmente peruanos, considerados como ‘análogos’ al Misti, debido a que han presentado erupciones similares en el pasado (Ubinas, Huaynaputina, Sabancaya y Ticsani). Es importante considerar que durante una misma erupción pueden presentarse más de un escenario eruptivo. Los escenarios considerados son: a) Escenario de erupción vulcaniana con IEV 1-2, similar al ocurrido en el siglo XV, donde se emplazaron caídas de ceniza de entre 2 y 4 cm de espesor en el área urbana de la ciudad de Arequipa; b) Escenario de erupción subpliniana a pliniana con IEV 3-4, basado principalmente en la erupción del volcán Misti de hace 2050 años BP, que tuvo un IEV 4 y una columna eruptiva de entre 22 y 24 km de altura (Cobeñas et al., 2012); c) Escenario de erupción pliniana con IEV 5-6, basado en las erupciones que emplazaron los depósitos de caída piroclástica «Fibroso I» (33.8 ka), «Sacaroso» y «Fibroso» (24 a 20 ka), así como en la erupción del volcán Huaynaputina del año 1600 d.C., que tuvo IEV 6; d) Escenario de erupción efusiva, con emplazamiento de flujos de lavas en bloques, que alcanzan en promedio entre 5 y 8 km de distancia; e) Escenario de erupción con colapso de domos, que fácilmente pueden alcanzar entre 10 y 14 km de distancia; f) Escenario con colapso de flanco y emplazamiento de avalanchas de escombros, basados en dos depósitos que afloran entre 6 y 15 km de distancia al sur, SO y NO del volcán. Se elaboraron 04 mapas de peligros: a) Mapa de peligros de la zona proximal, que muestra la zonificación para peligros múltiples, es decir para el emplazamiento de flujos y oleadas piroclásticas, flujos de lava, proyectiles balísticos, lahares y avalanchas de escombros; b) Mapa de peligros por caídas de ceniza para una erupción de magnitud baja (IEV 2); c) Mapa de peligros por caídas de ceniza para una erupción de magnitud moderada a grande (IEV 3-6); Mapa de peligro por emplazamiento de flujos de barro o lahares. El mapa de peligros del volcán Misti ha sido elaborado con el objetivo de que sea utilizado en el ordenamiento territorial, la elaboración de planes de desarrollo, así como en acciones de reducción del riesgo volcánico en la ciudad de Arequipa. En tal sentido, luego de publicado el mapa, se trabajó intensamente en la difusión y explicación de su contenido y utilidad. Para ello se organizaron charlas, talleres, cursos y exposiciones, en municipalidades, instituciones educativas, universidades, colegios profesionales, hospitales, comisarías, ONGs, entre otros. También el mapa fue difundido a través de la prensa escrita y en reportajes de televisión. Los principales resultados de estos trabajos son el cambio en la percepción del riesgo volcánico asociado al volcán Misti en la sociedad arequipeña, la incorporación del mapa de peligros del volcán Misti como herramienta de gestión de la Municipalidad Provincial de Arequipa (Ordenanza Municipal N° 658-MPA); la emisión de Ordenanzas Municipales para mitigar el crecimiento urbano hacia zonas de alto peligro volcánico en los distritos de Alto Selva Alegre y Miraflores (OM N° 201-2007/MDASA, OM Nº 070-MDM), así como la incorporación de dicho mapa en los planes de ordenamiento territorial, gestión de riesgos, proyectos de desarrollo, entre otros.

122 p., 2 mapas En el presente trabajo se presentan los resultados del estudio geológico-volcanológico del complejo volcánico Ampato-Sabancaya (CVAS), del cual sólo el volcán Sabancaya (5980 msnm) es activo. El CVAS se ha edificado al sur de un estratovolcán inactivo y erosionado: el Hualca Hualca (6280 metros sobre el nivel del mar -msnm-), de edad Pleistocénica. El volcán Ampato (6280 msnm) está construido al extremo sur del complejo Ampato-Sabancaya, mientras que el volcán Nevado Sabancaya (5980 msnm) está localizado al norte, colindante con el Hualca Hualca. El Sabancaya está constituido de dos conos superpuestos al medio de las cuales se encuentra el cráter activo. La fresca morfología de los domos y coladas de lava en bloques de este volcán sugieren su emplazamiento en una etapa muy reciente. La actividad histórica del volcán Sabancaya ocurrida los últimos 500 años estuvo caracterizada por erupciones leves a moderadas (Thouret et al., 1994). Desde 1981 el Sabancaya mostró algunos indicios de reactivación, posteriormente entre 1986 hasta 1990 las emisiones de gases y ceniza fueron en aumento. El 28 de mayo de 1990 se produjo una actividad explosiva de tipo vulcaniana (Guillande et al., 1992). En esta oportunidad se temió que la actividad aumentara con posibles consecuencias trágicas para los más de 30,000 habitantes que viven en las áreas del valle de Colca y Siguas (situados al N y NE del volcán), cuyas principales actividades son la agricultura y ganadería. A lo largo del año 2012 el Sabancaya empezó a emitir gases tenues de manera esporádica, la cual se acentúo en febrero 2013, durante el cual el Sabancaya empezó a emitir gases de color gris claro a azulino que ascendieron hasta 1200 m de altura. En este estudio no consideramos al volcán Nevado Hualca Hualca ya que es un volcán antiguo, erosionado e inactivo cuya edificación se habría producido durante el Pleistoceno (Thouret et al., 2007) y con muy pocas posibilidades de reactivación. Una muestra de flujo de lava que aflora al extremo norte y en la base del Hualca Hualca fue datada en 1.06 ± 0.05 Ma (Thouret et al., 2007). El presente estudio geológico-vulcanológico, referido al complejo volcánico Ampato-Sabancaya forma parte del proyecto GA-17: «Evaluación del Peligro Volcánico en el sur del Perú» efectuado por la Dirección de Geología Ambiental y Riesgo del INGEMMET en convenio con el Instituto de Investigación para el Desarrollo (IRD) de Francia. En él, se busca interpretar el comportamiento geológico-vulcanológico de dicho complejo, en base al estudio de los diversos materiales emitidos durante su historia eruptiva, para poder así predecir su comportamiento en el futuro, con fines de prevención y mitigación de desastres frente al peligro volcánico potencial que presenta.

53 páginas. El presente informe tiene como objetivo analizar y evaluar los peligros ligados a una eventual reactivación del volcán Ubinas que pueden desencadenar daños en los poblados, terrenos de cultivos y obras de infraestructura localizados en el valle de Ubinas. Asimismo tiene como objetivo dar alternativas para la ocupación del territorio mediante la implementación de obras y acciones de prevención. En el informe se detallan los resultados de la evaluación técnica realizada, debidamente ilustrado con fotografías y mapas, donde se describe la seguridad física de los poblados respecto a una erupción del volcán Ubinas, de qué manera estas pueden ser estas afectadas en caso se reactive nuevamente el Ubinas. El informe se pone a consideración de la Gerencia de Recursos Naturales y Gestión del Medio Ambiente – Subgerencia de Gestión Ambiental y Defensa Civil del Gobierno Regional de Moquegua, así como a la Municipalidad Distrital de Ubinas.

87 páginas. El volcán Ubinas (16° 22' S, 70° 54' O; 5762 msnm.) es el más activo del sur del Perú por sus 24 eventos ligados a alta actividad fumarólica y emisiones de cenizas reportada desde el año de 1550 hasta la actualidad. Basado en datos de campo e interpretación de fotografías aéreas e imágenes de satélite Landsat TM y ASTER la historia eruptiva de este volcán es dividida en dos períodos: (I)"Ubinas I" (>376,000 años), caracterizado por presentar una actividad principalmente efusiva lávica, que emplazó flujos de lava andesíticos que afloran en la base del volcán. Posteriormente, ligada a una posible actividad explosiva se destruyó el flanco sur del volcán generando avalanchas de escombros de ~2.8 km3, distribuidos en la parte baja del flanco sur (Querapi). En un periodo intermedio se depositó una secuencia de flujos de pómez y cenizas de 1.8 km3, distribuido a más de 7 km al sur del cráter ligada a un probable colapso de caldera. (II) "Ubinas II" (376,000 años hasta el presente), periodo durante el cual ocurrieron variados eventos dividido en tres etapas: etapa IIa) durante el cual se emplazaron coladas de lava dacítica y andesítica que datan

Arequipa es una ciudad que viene experimentando un rápido crecimiento urbano en los últimos 60 años. La población de los distritos de Mariano Melgar, Alto Selva Alegre, Miraflores y Paucarpata se acercan cada vez más al volcán Misti, poniendo en peligro sus vidas, actividades y bienes, en caso de producirse una reactivación del volcán Misti. La ciudad de Arequipa, cuenta con una población cercana al millón de habitantes y es considerada la segunda ciudad en importancia económica y social del Perú. Por razones sociales los distritos crecen de manera desordenada, sin planificación alguna y sin considerar que el Misti durante los últimos 2000 años ha presentado hasta cuatro erupciones importantes, que no es un volcán muerto y en el futuro puede volver a erupcionar. Desde el año 2005, la Municipalidad del Distrito de Alto Selva Alegre (ASA), el Instituto Geológico Minero y Metalúrgico (INGEMMET), el Centro de Estudios y Prevención de Desastres (PREDES), el Instituto Nacional de Defensa Civil (INDECI) y otras instituciones vienen desarrollando el “Plan Piloto de Educación, Difusión y Sensibilización Sobre Peligros Volcánicos en ASA”. El objetivo del Plan Piloto es educar y sensibilizar a las autoridades, dirigentes comunales, maestros y escolares, así como a instituciones y organizaciones relevantes de Arequipa sobre la necesidad de adoptar acciones para la gestión de riesgos de origen volcánico. Por su parte, INGEMMET en colaboración con vulcanólogos de la Universidad Blaise Pascal (FRANCIA), Universidad Autónoma de México, Proyecto Multinacional Andino (PMA-GCA), Universidad Nacional San Agustín de Arequipa, entre otros, elaboró el nuevo Mapa de Peligros del Volcán Misti. Este mapa elaborado entre los años 2005 y 2007, a puesto en evidencia zonas de alto riesgo en la ciudad de Arequipa. Por los antecedentes antes mencionados, y a solicitud del Secretario Técnico de Defensa Civil de la Municipalidad de Alto Selva Alegre (Carta de fecha 10 de Julio del 2007), se ha elaborado el presente informe, cuya finalidad es contribuir en la mitigación de riesgos y prevención de desastres de origen volcánico en el distrito de ASA, impidiendo el crecimiento del distrito hacia zonas de alto peligro o áreas que puedan ser afectados por futuros procesos volcánicos generados por el Misti.