Download AccessoN-nuevoAir

1. MARCO GEOLOGICO Y GEODINAMICO GENERAL DEL ÁREA DEL
AEROPUERTO
La Depresión Interandina es una estructura extensional importante limitada por escarpes
de fallas activas y parcialmente rellenadas por depósitos continentales y volcanosedimentarios que localmente alcanzan un espesor de algunos miles de metros (Baldock,
1985) a y se cree que casi reflejan la joven historia tectónica del Arco Neogeno de los
Andes Ecuatorianos. La formación de la depresión interandina data del Mioceno Superior
(Baldock, 1985), cuando toda el área fue afectada por la fase tectónica compresional del
Mioceno-Plioceno y posteriormente por un levantamiento Plioceno-Pleistoceno
(Cambell, 1974; Faucher & Savoyat, 1973). Aun mas , una serie de discontinuidades
transversales desplazaron los Andes del norte tal como la mega falla dextral transcurrente
NE-SW Dolores Guayaquil, que representa la terminación al sur del volcanismo
Cuaternario y la de la Depresión Interandina y la línea tectónica de desplazamiento NWSE Chota-Mira del frente volcánico del norte.
El área del nuevo aeropuerto tiene la influencia directa o indirecta de hasta 15 volcanes
tales como el Guagua Pichincha, Cotopaxi, Pululahua además de otros. Los productos
volcanoclasticos de los diferentes tipos de volcanes (estratovolcanoes, calderas, domos
volcánicos etc.) cubren el complejo basal volcánico que consiste de un apilamiento
espeso de lava con intercalaciones menores de toba y en menor grado una cobertura
ignimbritica. Un espesor de por lo menos 1000 metros ha sido observado a lo largo de los
escarpes de fallas de la Depresión Interandina. Mientras que la fuente de los productos
que fueron erupcionados no son conocidos en detalle hasta el presente. Esta secuencia
volcánica tabular es además fallada y inclinada.
2.0 AREA GEOMORFOLOGICA DEL NUEVO AEROPUERTO
El área del nuevo aeropuerto esta ubicada en la zona depresional del lado este de la
cuidad de Quito dentro de la Depresión denominada cuenca de Guayllabamba . Esta área
esta limitada por las montañas de Tiopullo al sur y por la montaña de Mojanda al Norte
dentro de los dos extremos donde se ubican los valles de Machachi , Los Chillos,
Tumbaco-Pifo y Guayllabamba. El sistema hidrográfico esta dominado por el río
Guayllabamba que esta así mismo formado por la unión de los ríos San Pedro y Chiche,
simultáneamente definiendo el limite norte del área de construcción del nuevo
aeropuerto. Los ríos Guambi y Uravia, cuyos orígenes están derivados del lado este del
Puntas, representan los limites sudoeste y noreste-noroeste del área de construcción.
Estos desembocan en el Guayllabamba hacia el noroeste donde también forman un valle
pequeño con pendientes altamente inclinadas y profundas. Como resultado de una fuerte
erosión fluvial tal como se muestra en el barranco Santa Rosa. Este rio es tributario del
río Uravia donde depósitos volcánicos están acumulados.
3.0 VISION ESTRATIGRAFICA DEL ÁREA DE ACCESO AL NORTE DEL
NUEVO AEROPUERTO
Estudios previos paleoecologicos y paleoclimaticos de los Andes Ecuatorianos del
Pleistoceno Superior. Realizados por Claudio Ochsenius, incluyeron algunas mediciones
de edad radiocarbonicas de la zona de contacto de la Formación Cangahua y de las rocas
sedimentarias del río Chiche que dieron una edad de alrededor de 48.000 años (Bristow
& Hoffstetter). Esto demuestra que como resultado del volcanismo denominado
Cangahua, sedimentos eolicos fueron depositados durante diferentes periodos de tiempo
debido a la reactivación de varios de los volcanes que circundan el área del aeropuerto, lo
que por lo tanto comprueba que este tipo de eventos sedimentarios son muy comunes
hasta el presente.
Las unidades estratigraficas mayores en el área de acceso al norte del nuevo aeropuerto
son de unidades volcánicas sin diferenciar de edad Pleistoceno al Holoceno, sedimentos
volcánicos San Miguel, volcánicos Guayllabamba, sedimentos Chiche, una unidad de
mezcla de las otras unidades (volcano-sedimentos desordenados), seguidos por los
volcánicos de Pichincha y de la denominada Cangahua. Todas las unidades juntas
alcanzan un espesor de algunos cientos de metros.
Los volcánicos indiferenciados y los sedimentos- volcánicos- San Miguel son solamente
una unidad menor presente. El origen exacto de la unidad de volcánicos indiferenciados
de unos 20 metros de espesor es aun desconocido.. Sin embargo, esta unidad esta
formada por algunas unidades piroclasticas (cenizas) y algunos flujos de lava andesitica.
La superior unidad de sedimentos volcánicos San Miguel probablemente fue originada
por una mezcla de productos erosionales y volcánicos de los volcanes Pululahua y
Mojanda; pero además contiene depósitos fluvio-sedimentarios de materiales volcánicos.
El origen de los volcanicos Guayallabamba es desconocido . Sin embargo esta unidad
esta casi exclusivamente constituida por aglomerados y tobas aglomeraticas con
localmente andesitas porfiriticas. El espesor de esta unidad así mismo es desconocido.
Sobre esta unidad siguen los sedimentos Chiche. Esta unidad esta constituida por
areniscas, conglomerados y tobas algo aglomeraticas. El espesor de este unidad varia
entre 50 y 200 m. Los sedimentos desordenados estratificados (que suprayacen a los del
Chiche) son el resultado de el retrabajo y reciclaje de las unidades previas pero también
están fuertemente fallados y plegados.
Finalmente la Cangahua esta constituida por un deposito de toba y ceniza y algunas veces
de piedra pómez con un espesor de unos 30 metros. La depositacion de esta unidad es
fluvial, glaciar y parcialmente eolicas. Sedimentos fluviales recientes y sus respectivas
terrazas son el resultado del retrabajo de las unidades existentes y también en menor
grado de depósitos de material volcánico de recientes actividades volcanicas así como de
flujos de lodo (lahares) de volcanes tales como el Cotopaxi.
Todas las unidaes mencionadas descritas y mencionadas hasta ahora como las de los
párrafos anteriores, son probablemente acumulaciones sedimentarias de volcanoclastos
semi consolidados enves de estratos de roca reales. Todas las unidades con las mismas
características rocas y estabilidad aparecen principalmente por debajo del área de
plataforma del nuevo aeropuerto. Esto nos conduce a la conclusión general que la
estabilidad de la base es potencialmente o por lo menos parcialmente relativamente débil.
4) TECTÓNICA (GEOLOGIA ESTRUCTURAL)
El sitio de construcción y el área circundante de la plataforma en Tababela donde se
localizara el nuevo aeropuerto de Quito, debe ser localizada dentro del "arco de fuego" de
la Zona Volcánica de los Andes del Norte, al extremo NW del continente Sudamericano.
Esta área es el área de juego de una activa interaccion de diferentes placas tectonicas y
terrenos que están en constante movimiento y separándose unas de otras con una
velocidad de 2 a 5 cms. por año.
Una de las principales consecuencias involucrada por la colision de las placas es el
levantamiento general de toda el área. (parte central de la Sierra del Ecuador) con la
excepción de alguna áreas mas pequeñas dentro del valle Interandino, tal como se
demuestra con el bajamiento del área del aeropuerto.
La interaccion de las diferentes placas has establecido un sistema regional de algunas
fallas geológicas (regionales) de los tipos. Desplazamiento de rumbo (normal e inversa)
así como fallas transformacionales, seguidas por algunas fallas menores de las cuales las
ultimas aparecen en ángulos perpendiculares a las fallas principales, y que
consecuentemente determinan la estabilidad o inestabilidad de las áreas donde ocurren.
Las principales fallas geológicas del área norte de la plataforma del nuevo aeropuerto
están limitando el área por si mismas. El rumbo de estas fallas geológicas es NE-SW y
NW-SE. El movimiento de estas fallas principales son principalmente las de movimiento
bajo con una velocidad de desplazamiento menor a los 2.5 cms. por año.
La observación y análisis de los diferentes tipos de mapas y de fotografías aéreas del área
del proyecto nos conducen a la conclusión lógica que los causes de los ríos y de los valles
y depresiones de toda la zona que interfieren en una u otra, forman el área de plataforma
originada principalmente por la presencia de fallas, algunas de las cuales están además
cubiertas por deslizamientos de tierras, micro deslizamientos y capas volcánicas (ceniza)
así como estratos de morrenas resultantes de las diferentes etapas glaciares.
En mapas geológicos previos fallas geológicas existentes no mapeadas, son evidentes y
corroboradas por los cambios abruptos de la dirección de flujo de los ríos San Pedro,
Guayllabamba y Uravia, la presencia de estratos volcánicos y morrenicos inclinados y
adicionalmente la existencia de terrazas tectónicas. Todo esto demuestra claramente que
el área de construcción del nuevo aeropuerto y su acceso desde el noroeste esta ubicado
dentro de una zona tectonicamente activa, pero a menor escala comparado con otros
accesos potenciales.
5) CONCLUSIONES GEOLOGICAS
Todas las observaciones estratigraficas y estructurales mencionadas anteriormente nos
conducen a una conclusión general que si un puente moderno mayor esta planificado para
facilitar el acceso al nuevo aeropuerto desde el lado NNW, la situación geológica del área
facilitaría una cierta estabilidad y resistencia sísmica (hasta 7.5 de la escala modificada de
Mercalli) si los estándares internacionales son seguidos para la construcción de puentes
en zonas consolidadas o semi consolidadas de unidades volcano-sedimentarias. Además
deberían considerarse los barrancos profundos, sedimentos débilmente consolidados y
escarpes de fallas activas que forman los bordes de la plataforma propuesta para el nuevo
aeropuerto los hacen muy susceptibles a deslizamientos de tierra, especialmente en
estaciones lluviosas. Aun mas la actividad sísmica puede comprometer en estos bordes la
estabilidad de algunos sedimentos.
6) BIBLIOGRAFIA
Aguilera E., L. Cavarra, M. T. Pareschi, M. Rosi (2000). Numerical simulation of the
lahars triggered by the 1877 eruption of Cotopaxi volcano (Ecuador). Submitted to Bull.
of Volcan.
Aguilera E., L. Cavarra, M. T. Pareschi, M. Rosi (2002). Risk by lahars in the
northern valleys of Cotopaxi volcano (Ecuador). Sumbitted to Bull. Of Volcan.
Baldock, J.W. (1985). The Northern Andes: a review of the Ecuadorian pacific
margin. In "The Ocean Basins and Margins, The Pacific Ocean", vol. 7A, 181-217
Barberi F., M. Coltelli, G. Ferara, F. Innocenti, J. M. Navarro, R. Santacroce
(1988). Plio-Quaternay volcanism in Ecuador. Geology Mag. (1), 1-14.
Bristow, C.R. & Hoffstetter, R. (1977). Lexique Stratigraphique International:
Ecuadorvol. 5 2nd Edition Paris: Centre National de Recherche Scientifique
Cambell, C.J. (1974). Ecuadorian Andes. In "Mesozoic-Cenozoic Orogenic Belts,
Data for Orogenic Studies", 725-732
Faucher, B. & Savoyat, E.. (1973). Esquisse geologique des Andes de l’Equateur.
Revue de Geographique Physique et de Geologie Dynamique 15, 115-142 Gutscher,
M.A., Malavieille, J., Lallemand, S., Collot, J.Y. (1999). Tectonic
segmentation to the Northern Andean margin: impact to the Carnegie Ridge
collision. Eart and Planetary Science Letters, 168, 255-270
Hall, M, Mothes, P. (1994). Tefroestratigrafia holocenica de los volcanes
principales de valle interandino, Ecuador. Estud. Geogr., 6, 47-67
Hughes Richard A., Luis Pilatasig (2002). Cretaceus and Tertiary terrane
accretion in the Cordillera Occidental of the Andes of Ecuador.
Tectonophysics 345, 29-48
Hungerbühler Dominik, Michael Steinmann, Wilfried Winkler, Diane Seward,
Arturo Egüez, Dawn Peterson, Urs Helg, Cliff Hammer (2002). Neogene
stratigraphy and Andean geodynamics of southern Ecuador. Earth-Science Rev.
57, 75-124
Legrand D., A. Calahorrano, B. Guillier, L. Rivera, M. Ruiz, D. Villagomez, H.
Yepez (2002). Stess tensor analysis of the 1998-1989 tectonic swarm of
northern Quito related to the volcanic swarm of Guagua Pichincha volcano,
Ecuador. Tectonophysics 344, 15-36.
Noblet, C. Lavenu, A., SchneiderF. (1988). Etude geodynamique d’ un bassin
intramontagneux tertiaire sur decrochements dans les Andes du sur de
l’Equateur: l’ example du bassin de Cuenca. Geodynamique, 3, 117-138
Norabuena Edmundo, Lisa Leffler-Griffin, Ailin Mao, Timothy Dixon, Seth Stein,
Selwyn Sacks, Leonidas Ocola, Michael Ellis (1998). Space Geodetic
Observations of Nazca-South America Convergence Across the Central Andes.
Science, Vol 279 358-361
Ochsenius Claudio (1987). Contribucion a la paleoecologia y peleoclimatologia
en los Andes de Ecuador, durante el pleistoceno tardio , paroxismo volcanico y
crisis ecologica en la Sierra. Revista Geografica, 25: Inst. Geogr. Militar
Paladines Agustin, Guillermo Rosero. Zonificación Mineralogenica del Ecuador.
1996.
Pardo-Cardas, F., Molnar, P.(1987). Relative motion of the Nazca (Farallon
Plate and South American Plate since last Creatceous time. Tectonics 6,
233-248.
Perrin J. L., C. Bouvier, J. L. Janeau, G. Ménez, F. Cruz (2001).
Rainfall/runoff processes in a small peri-urban catchment in the Andes
mountains. The Rumihurcu Quebrada, Quito (Ecuador). Hidrologycal Processes
15. 843-854
Peterson, D.E., Hungerbuehler, D., Winkler, W., Steinmann, M. (2002). Brakish
and freshwater faunas from Miocene basins in the Andes of Ecuador. J. of
Paleontology submitted.
Reynaud, J., Jaillard, E., Lapierre, H., Mamberti, M., Mascle, G., G. (1999).
Oceanic plateau and island arcs of south-western Ecuador: their place in the
geodynamic evolution of north –western South America. Tectonophysics 307,
235-254.
Spikings Richard, Diane Seward, Wilfred Winkler, Geoffrey Ruiz (2000). Low
temperature thermochronology of the northern Cordillera Real, Ecuador:
Tectonic insights from zircon and apatite fission track analysis. Tectonics,
Vol. 19, No.. 4, 649-668
------------------------------------------------------------------------