Universidad Central Del Ecuador Facultad De Ingeniería En Geología, Minas, Petróleos Y Ambiental Carrera De Ingeniería En Geología

UNIVERSIDAD CENTRAL DEL ECUADOR FACULTAD DE INGENIERÍA EN GEOLOGÍA, MINAS, PETRÓLEOS Y AMBIENTAL CARRERA DE INGENIERÍA EN GEOLOGÍA

Retroanálisis de los deslizamientos del flanco oriental del volcán Casitahua ocasionados por el sismo del 12 de agosto del año 2014, parroquia San Antonio de Pichincha

Trabajo de titulación, modalidad proyecto de investigación para obtención del título de Ingeniero en Geología

AUTOR: Anrango Quito Jorge Alexander TUTOR: MSc. Alex Mauricio Mateus Mayorga

Quito, 2020

Yo, Jorge Alexander Anrango Quito en calidad de autor y titular de los derechos morales y patrimoniales del trabajo de titulación, modalidad proyecto de investigación, “RETROANÁLISIS DE LOS DESLIZAMIENTOS DEL FLANCO ORIENTAL DEL VOLCÁN CASITAHUA OCASIONADOS POR EL SISMO DEL 12 DE AGOSTO DEL AÑO 2014, PARROQUIA SAN ANTONIO DE PICHINCHA”, modalidad presencial, de conformidad con el Art. 144 del CÓDIGO ORGÁNICO DE LA ECONOMÍA SOCIAL DE LOS CONOCIMIENTOS, CREATIVIDAD E INNOVACIÓN, concedo a favor de la Universidad Central del Ecuador una licencia gratuita, intransferible y no exclusiva para el uso no comercial de la obra, con fines estrictamente académicos. Conservo a mi favor todos los derechos de autor sobre la obra, establecidos en la normativa citada.

Asimismo, autorizo a la Universidad Central del Ecuador para que realice la digitalización y publicación de este trabajo de investigación en el repositorio virtual, de conformidad a lo dispuesto en el Art. 144 de la Ley Orgánica de Educación Superior.

El autor declara que la obra objeto de la presente autorización es original en su forma de expresión y no infringe el derecho de autor de terceros, asumiendo la responsabilidad por cualquier reclamación que pudiera presentarse por esta causa y liberando a la Universidad de toda responsabilidad.

Jorge Alexander Anrango Quito

C.C. 1003693619

E-mail: [email protected] – [email protected]

APROBACIÓN DEL TUTOR

Yo, Alex Mauricio Mateus Mayorga en calidad de tutor del trabajo de titulación, modalidad proyecto de investigación RETROANÁLISIS DE LOS DESLIZAMIENTOS DEL FLANCO ORINETAL DEL VOLCÁN CASITAHUA OCASIONADOS POR EL SISMO DEL 12 DE AGOSTO DEL AÑO 2014, elaborado por el estudiante Jorge Alexander Anrango Quito de la Carrera de Geología, Facultad de Ingeniería en Geología, Minas, Petróleos y Ambiental de la Universidad Central del Ecuador, considero que el mismo reúne los requisitos y méritos necesarios en el campo metodológico y en el campo epistemológico, para ser sometido a la evaluación por parte del jurado examinador que se designe, por lo que lo APRUEBO, a fin de que el trabajo sea habilitado para continuar con el proceso de titulación determinado por la Universidad Central del Ecuador.

En la ciudad de Quito, a los 28 días del mes de febrero de 2020.

Alex Mauricio Mateus Mayorga

Ingeniero en Geología

C.C: 1716372519

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TUTOR

APROBACIÓN DEL TRIBUNAL

UNIVERSIDAD CENTRAL DEL ECUADOR

FACULTAD DE INGENIERÍA EN GEOLOGÍA MINAS PETRÓLEOS Y AMBIENTAL

CARRERA DE INGENIERÍA EN GEOLOGÍA

Aprobación del trabajo de titulación por parte del tribunal

El tribunal constituido por los ingenieros Elías Ibadango y Nelson Arias, DECLARAN: El presente trabajo de titulación, modalidad proyecto de investigación, denominado: RETROANÁLISIS DE LOS DESLIZAMIENTOS DEL FLANCO ORINETAL DEL VOLCÁN CASITAHUA OCASIONADOS POR EL SISMO DEL 12 DE AGOSTO DEL AÑO 2014”, elaborado íntegramente por el señor Anrango Quito Jorge Alexander, egresado de la carrera de Ingeniería en Geología, ha sido revisado, verificado y evaluado detenida y legalmente, calificándolo como original y auténtico del autor, por lo que se PRUEBA para su defensa oral.

En la ciudad de Quito DM, a los 28 días del mes de mayo de 2020.

Ing. Elías Ibadango Ing. Nelson Arias

DEDICATORIA

Por el apoyo incondicional, dedico este proyecto de investigación, con todo mi amor y cariño a mi familia; de manera especial a mis dos madres, María Moreta y Mónica Quito, por su amor, guía y sacrificio durante toda mi vida.

A mi ñaña Marian, por ser mi mayor ejemplo de esfuerzo y dedicación y a mis queridos sobrinos Zareth, Keneth y Doménica por ser mi fuente de inspiración.

AGRADECIMIENTOS

A Dios.

Por todas sus bendiciones, por permitirme alcanzar este logro, y por ser fuente inagotable de fuerza y sabiduría.

A mi familia.

Por todo su cariño, confianza y apoyo incondicional durante mi vida y sobre todo durante mi carrera universitaria.

A mis amigos.

Javier, Sofía, David, Ricardo, Pame, Jhon, Ernesto, Freddy, Pablo, Juan, Cris, Mica, Gabby, Kathy, Klever y Fabián, por todos los momentos compartidos dentro y fuera de las aulas, por su amistad sincera y desinteresada, A Vane por su apoyo incondicional y cariño.

A mis profesores.

Por su calidad humana y por todos los conocimientos impartidos durante estos años de estudios; de manera especial a los Ingenieros Alex Mateus, Elías Ibadango, Marcelo Llerena, Jaime Jarrín, Nelson Arias y Francisco Viteri.

A mi tutor.

Ing. Alex Mateus, por la confianza, tiempo, paciencia y dedicación para llevar a cabo este proyecto de investigación.

Al IGM y EPMAPS

Por proporcionar información importante y necesaria para el desarrollo de este trabajo de investigación.

A todos, muchas GRACIAS.

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ÍNDICE DE CONTENIDOS

pág.

APROBACIÓN DEL TUTOR ...... iii

APROBACIÓN DEL TRIBUNAL ...... iv

DEDICATORIA ...... ii

AGRADECIMIENTOS ...... iii

ÍNDICE DE CONTENIDOS ...... iv

ÍNDICE DE TABLAS ...... viii

ÍNDICE DE FIGURAS ...... ix

LISTA DE ANEXOS ...... xiii

GLOSARIO ...... xv

SIGLAS Y ABREVIATURAS ...... xvi

RESUMEN ...... xvii

ABSTRACT ...... xviii

1 INTRODUCCIÓN ...... 1

1.1 Estudios Previos ...... 1

1.2 Planteamiento del Problema ...... 3

1.3 Justificación ...... 4

1.4 Hipótesis ...... 4

1.5 Objetivos ...... 4

1.5.1 Objetivo General...... 4

1.5.2 Objetivos Específicos...... 4

1.6 Alcance ...... 5

1.7 Caracterización de la zona de estudio ...... 5

1.7.1 Ubicación ...... 5

1.7.2 Clima ...... 6

1.7.3 Hidrografía ...... 7

1.7.4 Geomorfología ...... 7

2 MARCO TEÓRICO...... 9

2.1 Marco Geodinámico...... 9

2.2 Marco Geológico Regional ...... 10

2.2.1 Depresión Interandina ...... 11

2.2.2 Cuenca San Antonio de Pichincha ...... 12

2.2.3 Sistema de fallas de Quito ...... 14

2.3 Fenómenos de remoción en masa ...... 15

2.4 Factor de Seguridad ...... 16

2.5 Retroanálisis de los deslizamientos ...... 17

3 MARCO METODOLÓGICO ...... 19

3.1 Determinación de variables ...... 19

3.1.1 Variables dependientes ...... 19

3.1.2 Variables independientes ...... 19

3.2 Metodología Experimental ...... 19

3.2.1 Método descriptivo ...... 19

3.2.2 Método analítico ...... 19

3.2.3 Método Deductivo – Predictivo...... 19

3.3 Metodología detallada ...... 20

3.3.1 Análisis multitemporal ...... 21

3.3.2 Caracterización Geológica – Geomecánica ...... 22

3.3.3 Retroanálisis ...... 25

4 PRESENTACIÓN DE DATOS Y RESULTADOS ...... 28

4.1 Análisis multitemporal ...... 28

4.1.1 Imágenes satelitales ...... 28

4.1.2 Modelos Digitales de Terreno (MDT) ...... 30

4.2 Análisis Geológico – Geomecánico ...... 33

4.2.1 Caracterización Geológica ...... 33

4.2.2 Caracterización Geomecánica de suelos ...... 47

4.2.3 Ensayos Geotécnicos en Suelos...... 50

4.2.4 Caracterización Geomecánica de Rocas ...... 50

4.2.5 Sismo de Quito – 12 de agosto del 2014 ...... 54

5 INTERPRETACIÓN Y DISCUSIÓN ...... 57

5.1 Análisis Multitemporal ...... 57

5.2 Retroanálisis ...... 59

5.3 Discusión ...... 69

6 CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES ...... 73

6.1 Conclusiones...... 73

6.2 Recomendaciones ...... 75

REFERENCIAS ...... 76

ANEXOS ...... 82

vii

ÍNDICE DE TABLAS

pág.

Tabla 1 Método de identificación de suelos de grano fino (Das, 2001)...... 23

Tabla 2 Tabla resumen de los ensayos geomecánicos manuales de las muestras de suelo cohesivo tomadas en el flanco oriental del volcán Casitahua...... 47

Tabla 3 Peso específico en muestras de cangahua, lapilli y andesitas...... 50

Tabla 4Tabla resumen de las propiedades mecánicas de cangahua y lapilli, obtenidas en laboratorio...... 50

Tabla 5 Resultado de mapeo geomecánico de discontinuidades en las estaciones geomecánicas I, II, III Y IV...... 51

Tabla 6 Peak Ground Aceleration (PGA) de las estaciones permanentes del norte de Quito. (Instituto Geofísico Escuela Politécnica Nacional IG-EPN - 2014) ...... 56

Tabla 7 Área de las quebradas en hectáreas, determinadas con imágenes satelitales y MDT, año 2015...... 57

viii

ÍNDICE DE FIGURAS

pág.

Figura 1 Mapa de ubicación del área de estudio...... 6

Figura 2 Morfología del área de estudio...... 8

Figura 3 Configuración tectónica de los Andes Septentrionales, muestra fallas importantes, movimientos relativos de las placas, modelo cinemático global, anomalías magnéticas y actividad volcánica. (Gutscher et al., 1999) ...... 9

Figura 4 Regiones fisiográficas de Ecuador. (Feininger & Bristow, 1980)...... 11

Figura 5 Estratigrafía de la Cuenca de San Antonio de Pichincha (Pacheco, 2013) .... 14

Figura 6 Sistema de fallas de Quito (Alvarado, 2012) ...... 15

Figura 7 Diagrama de flujo de la metodología utilizada ...... 20

Figura 8 Flujograma del Análisis Multitemporal ...... 21

Figura 9 Flujograma de caracterización geológica – geomecánica ...... 22

Figura 10 Cálculo del peso específico de una roca ...... 24

Figura 11 Flujograma del retroanálisis de los deslizamientos...... 25

Figura 12 Flujograma de toma de muestras inalteradas y ensayos de densidad natural ...... 26

Figura 13 Área de las quebradas de la sección norte del flanco oriental del volcán Casitahua A. Año 2011, B. Año 2015, C. Año 2019 ...... 28

Figura 14 Variación del área de las quebradas del norte del flanco oriental del volcán ...... 29

Figura 15 Histograma de distribución de datos de la diferencia de MDT de los años 2013 y 2015...... 31

Figura 16 A. Mapa de zonas de acumulación y deslizamientos B. Clasificación de las zonas de mayor y menos acumulación y deslizamientos, en el flanco oriental del volcán Casitahua...... 32

Figura 17 Afloramiento tipo de las secuencias sedimentarias del área de estudio Sector Pusuquí ...... 33

Figura 18 Columna estratigráfica Formación Pisque, Sector Pusuquí (UTM 9992212 – 780162) ...... 34

Figura 19 A. Capa de brechas clasto soportadas, B. Roca Andesita de matriz porfirítica fina, C. Roca Andesítica de matriz porfirítica media ...... 35

Figura 20 Afloramiento tipo de avalanchas de escombros del Mb. Casitahua ...... 36

Figura 21 Columna estratigráfica, Formación Casitahua (avalancha de escombros), Sector CEMEXPO (UTM, 9995915 – 782619) ...... 37

Figura 22 Rocas representativas de la avalancha de escombros A. Andesita recalentada, B. Andesita de grano grueso, C. Andesita Basáltica, D. Flujo de lava...... 38

Figura 23 Columna estratigráfica Formación Casitahua (flujos de lava), Sector CEMEXPO (UTM 9997332 – 782733) ...... 39

Figura 24 Cuerpo volcánico de composición andesítica, Miembro Casitahua ...... 40

Figura 25 Afloramiento de Cangahua ubicado en el margen izquierdo de la Avenida Manuel Córdova Galarza, sentido S-N...... 41

Figura 26 Columna estratigráfica Formación Cangahua, Sector CEMEXPO (UTM 9995070 – 783212) ...... 42

Figura 27 Afloramiento de las formaciones Cangahua y Pululahua ubicado en el flanco del Volcán Casitahua ...... 43

Figura 28 A. Afloramiento del Miembro Piroclastos Pululahua B. Secuencia estratigráfica del Miembro Piroclastos Pululahua...... 44

Figura 29 Columna estratigráfica tipo de la formación Pululahua, Miembro Piroclastos, Sector Mitad del Mundo (UTM 9999005 – 782931) ...... 45

Figura 30 Mapa Geológico Volcán Casitahua ...... 46

Figura 31 A) Mapa de Consistencia del suelo, B) Mapa de plasticidad del suelo. C) Mapa de dilatancia, D) Mapa de tenacidad del suelo, E) Mapa de resistencia en seco. Flanco Oriental del Volcán Casitahua ...... 48

Figura 32 Mapa del tipo de suelo del Flanco Oriental del Volcán Casitahua ...... 49

Figura 33 Estaciones geomecánicas, A) Estación I (UTM 783151 – 9996987), B) Estación II (UTM 782742 – 9997339)), C) Estación III (UTM 782734 - 9998500), D) Estación IV (UTM 782750 – 9998500) ...... 52

Figura 34 Mapa de contornos y planos de la estación geomecánica I y III...... 54

Figura 35 Localización del sismo del 12 de agosto del 2014 y sus réplicas Fuente. Instituto Geofísico Escuela Politécnica Nacional IG-EPN...... 55

Figura 36 Variación del área de la Quebrada 1 utilizando imágenes satelitales y modelos digitales de terreno...... 57

Figura 37 Gráfica del área de las quebradas en el año 2015 definidas con Imágenes Satelitales y MDT...... 58

Figura 38 A) Mapa de pendientes del flanco oriental del volcán Casitahua B) Mapa de deslizamientos y zonas de acumulación a causa del sismo de agosto de 2014...... 59

Figura 39 Mapa de Factor de Seguridad en el flanco oriental del Volcán Casitahua . 61

Figura 40 Factor de seguridad vs Pendientes para diferentes valores de Kh A) Cangahua y B) Lapilli ...... 62

Figura 41 Variación del factor de seguridad vs pendientes en cangahua A) c=0.984 Ton/m², ø=4°; B) c=6.889 Ton/m², ø=28°; C) c=0.984 Ton/m², ø=28°; D) c=6.889 Ton/m², ø=4° ...... 64

Figura 42 Variación del factor de seguridad vs pendientes en lapilli A) c=0.984 Ton/m², ø=15°; B) c=1.968 Ton/m², ø=40°; C) c=0.984 Ton/m², ø=40°; D) c=1.968 Ton/m², ø=15° ...... 66

Figura 43 Influencia de la variación de la cohesión y el ángulo de fricción interna, en el factor de seguridad para un Kh=0.29 en cangahua (A - B) y lapilli (C - D) ...... 68

Figura 44 Nube de polvo, registrada desde el sector de San Antonio de Pichincha (El comercio, 2014) ...... 69

xii

LISTA DE ANEXOS

pág.

Anexo 1 Afloramiento tipo – Formación Pisque ...... 82

Anexo 2 Afloramiento tipo – Miembro Casitahua ...... 83

Anexo 3Afloramiento tipo – Miembro Casitahua (Flujos de lava) ...... 84

Anexo 4 Afloramiento tipo – Formación Cangahua y Formación Pululahua (Miembro Piroclastos)...... 85

Anexo 5 Descripción macroscópica de roca ígnea N° 1...... 86

Anexo 6 Descripción macroscópica de roca ígnea N° 2 ...... 86

Anexo 7 Descripción macroscópica de roca ígnea N° 3 ...... 87

Anexo 8 Descripción macroscópica roca ígnea N° 4 ...... 87

Anexo 9 Descripción macroscópica roca sedimentaria N° 1 ...... 88

Anexo 10 Descripción macroscópica roca sedimentaria N° 2...... 88

Anexo 11 Grado de plasticidad de suelos cohesivos. Tomado de American Society for Testing and Materials ASTM ...... 89

Anexo 12 Grado de dilatancia de suelos cohesivos. Tomado de American Society for Testing and Materials ASTM ...... 89

Anexo 13 Grado de Tenacidad de suelos cohesivos. Tomado de American Society for Testing and Materials ASTM ...... 90

xiii

Anexo 14 Grado de resistencia en seco de suelos cohesivos. Tomado de American Society for Testing and Materials ASTM ...... 90

Anexo 15 Grado de plasticidad en muestra de suelos cohesivos (Ensayo manual – visual) ...... 91

Anexo 16 Grado de tenacidad en muestra de suelos cohesivos (Ensayo manual – visual) ...... 92

Anexo 17 Grado de tenacidad en muestra de suelos cohesivos (Ensayo manual – visual) ...... 93

Anexo 18 Grado de resistencia en seco en muestra de suelos cohesivos (Ensayo manual – visual) ...... 94

Anexo 19 Clasificación Geomecánica RMR. Bieniawski, 1989...... 95

Anexo 20 Clasificación del macizo rocoso según RMR, Bieniawski, 1989 ...... 95

Anexo 21 Tabla de caracterización geomecánica – Estación 1 ...... 96

Anexo 22 Tabla de caracterización geomecánica – Estación 2 ...... 96

Anexo 23 Tabla de caracterización geomecánica – Estación 3 ...... 97

Anexo 24 Tabla de caracterización geomecánica – Estación 4 ...... 97

Anexo 25 Ensayo de clasificación SUCS en Cangahua ...... 98

Anexo 26 Ensayo Triaxial no drenado no consolidado en Cangahua...... 99

Anexo 27 Ensayo triaxial en muestra remoldeada de lapilli ...... 103

Anexo 28 Mapa de la variación multitemporal de las quebradas del norte del flanco oriental del Volcán Casitahua ...... 107

Anexo 29 Mapa Geológico del Flanco Oriental del Volcán Casitahua ...... 108

xiv

GLOSARIO

Límite Líquido (LL), es el contenido de humedad por encima del cual la mezcla suelo – agua pasa a un estado líquido, cualquier cambio en el contenido de humedad produce un cambio en el volumen del suelo.

Límite Plástico (LP), es el contenido de humedad por encima del cual la mezcla suelo – agua pasa a un estado plástico, cualquier cambio en el contenido de humedad producen cambio en el volumen del suelo.

Índice de Plasticidad (IP), describe el rango de contenido de humedad natural de sobre el cual el suelo era plástico y numéricamente es el resultado de la diferencia entre el límite líquido menos el límite plástico (IP= LL – LP).

Plasticidad, es la propiedad por la cual un suelo se deja moldear y conserva la forma dada aun cuando se han dejado de ejercer las acciones externas, además se encuentra estrechamente relacionada con la cohesión (Simbaña, 2015).

Dilatancia, muestra la velocidad de aparición de agua en función del número de impactos realizados con la mano y su desaparición durante el apretado permitiendo identificar el carácter de los finos en el suelo (Simbaña, 2015).

Tenacidad, es la capacidad de los suelos que permite establecer la felicidad con la que una muestra puede moldearse y remoldearse sin que se agriete ni se desintegre en un periodo de tiempo, además de indicar su plasticidad y cohesión de manera cualitativa (Simbaña, 2015).

Resistencia en seco, es la propiedad de los suelos que prueba su resistencia al romperse o desmoronarse al ejercer una fuerza con los dedos, esta medida indica la fracción coloidal que contiene el suelo, además esta aumenta con la plasticidad.

SIGLAS Y ABREVIATURAS

ASTM American Society for Testing and Materials ϲ Cohesión CR Cordillera Real CW Cordillera Occidental E Este Fm Formación FRM Fenómeno de Remoción en Masa FS Factor de Seguridad IG – EPN Instituto Geofísico Escuela Politécnica Nacional IAD Inter Andean Depresion IP Índice de Plasticidad IGM Instituto Geográfico Militar ISRM International Society for Rock Mechanics Kh Constante Sísmica Horizontal Kv Constante Sísmica Vertical LL Límite Líquido LP Límite Plástico MDT Modelo Digital de Terreno Mb Miembro N Norte NNE Nor Noreste NW Noroeste PGA Peack Ground Aceleration RENAC Red Nacional de Acelerómetros RQD Rock Quality Designation RMR Rock Mass Rating S Sur SE Sureste SIG Sistema de Información Geográfica SUCS Sistema Unificado de Clasificación de Suelos TIN Red Irregular de Triangulación W Oeste Ø Ángulo de Fricción Interna γ Peso Específico

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TÍTULO: Retroanálisis de los deslizamientos del flanco oriental del Volcán Casitahua ocasionados por el sismo del 12 de agosto del año 2014, parroquia San Antonio de Pichincha

Autor: Jorge Alexander Anrango Quito

Tutor: MSc. Alex Mauricio Mateus Mayorga

RESUMEN

Los movimientos en masa causados por el sismo del 12 de Agosto del año 2014 en el flanco oriental del Volcán Casitahua fueron estudiados utilizando la técnica de “back analysis” a partir de información topográfica adquirida antes y después del sismo, datos de propiedades geomecánicas de las capas superficiales, información de la aceleración máxima de terreno registrados por el RENAC, asumiendo la homogeneidad del material para cada litología y factor de seguridad menor a uno en zonas de ruptura. La información obtenida fue procesada en formato raster, aplicando el método de talud infinito en condiciones pseudoestáticas, considerando que el contraste de la base topográfica (2013 – 2015) describe movimientos de tipo planares y traslacionales.

La evaluación de los deslizamientos, considera una constante de aceleración sísmica Kh=0.29 y valores de propiedades mecánicas obtenidas en laboratorio mediante ensayos triaxiales, tanto para la cangahua (c= 1.60Ton/m², ø= 28°, γ=1.38Ton/m³) como para lapilli (ϲ= 1.16Ton/m², ø=38.1°, γ=1.18Ton/m³). Los resultados indican que los deslizamientos ocurrieron en pendientes mayores a 33 y 28 grados para cangahua y lapilli respectivamente, es decir, el 70% del área de estudio se vio afectada; siendo la zona norte (caracterizada por capas de lapilli), la que presenta mayor cantidad de FRM; mientras que la zona sur (compuesta por cangahua) la afectación se restringe principalmente a los flancos de quebradas.

PALABRAS CLAVE: RETROANÁLISIS / VOLCÁN CASITAHUA / DESLIZAMIENTOS / CONSTANTE SÍSMICA / MÉTODO DE TALUD INFINITO.

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TITLE: Landslides back-analysis of Casitahua Volcano western flank triggered by August 12th of 2014 seism, San Antonio de Pichincha parish

Author: Jorge Alexander Anrango Quito

Advisor: MSc. Alex Mauricio Mateus Mayorga

ABSTRACT

The landslides triggered by August 12th, 2014 seism at eastern flank of Casitahua’s Volcano, were studied applying the "back analysis" technique, which one uses topographic information acquired before and after the event, as well as, geomechanical properties data of the surficial layers and maximum terrain acceleration data recorded by RENAC. This analysis assumed the homogeneity of the material conditions for each lithology and a safety factor in rupture zones less than one. The information obtained was processed in raster format, applying the infinite slope method under pseudostatic conditions, because the contrast on topographic base (2013 – 2015) suggests planar and translational movements.

Landslides assessment has considered a constant of seismic acceleration (Kh= 0.29) and mechanical properties values obtained in laboratory by triaxial tests; for cangahua (c= 1.60 Ton/m², ø= 28°, γ= 1.38 Ton/m³) and lapilli (ϲ= 1.16 Ton/m², ø=38.1°, γ=1.18 Ton/m³). The results, show that landslides occurred on slopes greater than 33 and 28 degrees for cangahua and lapilli respectively, that means, 70% of the study area was affected, being the northern area (characterized by layers of lapilli), which has the highest amount of MRF, while in the southern area (composed by cangahua), the affectation is mainly restricted to the ravine’s flank.

KEYWORDS: BACK-ANALYSIS / CASITAHUA VOLCANO / LANDSLIDES / SEISMIC CONSTANT / INFINITE SLOPE METHOD.

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1 INTRODUCCIÓN 1.1 Estudios Previos

El término deslizamiento de tierra denota el movimiento de una masa de roca, detritos o tierra por una pendiente (Cruden, 1991). Estos fenómenos son controlados por factores intrínsecos como las propiedades físicas y mecánicas de las rocas y factores externos o detonantes como precipitaciones intensas, eventos sísmicos o volcánicos. Según Keefer (1984), la actividad sísmica es reconocida como la mayor causa de deslizamientos, generando graves consecuencias como pérdidas humanas y económicas.

Keefer (1984), asegura que el número de deslizamientos causados por sismos es proporcional a la magnitud del evento; sin embargo, estos fenómenos también están relacionados con las condiciones geológicas locales, la profundidad focal del sismo y las características específicas de movimiento (aceleración) del terreno en un evento en particular. La evaluación histórica de deslizamientos atribuidos a eventos sísmicos, realizada por Keefer (1984), sugiere que los tipos de movimientos más comunes son: caídas de rocas, deslizamientos de suelo, deslizamiento de rocas, extensiones laterales de suelo, deslizamiento de bloques de roca, avalanchas de roca, entre otros.

A diferencia de los suelos saturados, la succión en suelos no saturados puede incrementar la resistencia al corte y por lo tanto la estabilidad de los taludes; con este criterio Fredlund (1979), propone la ecuación efectiva de resistencia al corte para suelos no saturados en función de dos variables independientes (cohesión y ángulo de fricción interna), mismas que son consideradas para el estudio del retroanálisis.

El retroanálisis de la estabilidad de un talud consiste en la observación y estudio precedente de las propiedades geomecánicas (cohesión y ángulo de fricción interna) del material comprendido dentro de una misma formación geológica (Silveira, 1997) y según Yamagami (1997), sugiere esencial considerar que las propiedades geomecánicas se calculan como valor promedio a lo largo de la superficie de falla además deben ser homogéneas en resistencia de acuerdo a cada litología.

El Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional a partir del año 2009 inició el funcionamiento de la Red Nacional de Acelerógrafos (RENAC) de Quito, una red permanente de 18 estaciones que proporciona datos útiles para aplicar las técnicas eHVSR y SSR para estimar la respuesta del sitio de la cuenca de Quito, para un rango de frecuencia de banda ancha (Laurendeau et al., 2017). Los registros continuos de aceleración del suelo tomadas por las estaciones acelerométricas del norte de Quito, muestran que la respuesta es relativamente similar a las frecuencias obtenidas en el sur de la ciudad, disparando valores de 0.4 y 0.8 Hz (Laurendeau et al., 2017).

Las formaciones geológicas cuaternarias aflorantes en las localidades de San Antonio de Pichincha y Pomasqui están formadas por depósitos volcánicos y volcano-sedimentarios; en la base se encuentran brechas volcánicas endurecidas correspondientes a la Fm. Pisque, las cuales están sobreyacidas por arcillolitas, limolitas, arcillas y piroclastos de la Fm. San Miguel, a su vez, esta formación subyace en contacto erosivo a la Fm Mojanda Fuya – Fuya conformada por depósitos piroclásticos y volcanosedimentos retrabajados; en la parte superior de la secuencia estratigráfica se encuentra la Fm. Cangahua compuesta por volcanosedimentos alterados, retrabajados y oxidados, los cuales yacen debajo de secuencias de piroclastos y volcanosedimentos de la Fm. Pululahua (Pacheco, 2013).

Caizaluisa & Criollo, 2015, mediante la aplicación del Método de Bieniawski (RMR) realizaron la caracterización geomecánica del macizo rocoso para el cierre y liquidación de la cantera “FUCUSUCU III” ubicada en San Antonio de Pichincha, logrando determinar que la calidad del macizo rocoso está entre las clases buena y mala.

Vaca (2018), evalúa la estabilidad de los macizos rocosos en la zona de San Antonio de Pichincha – Perucho, analizando parámetros geomecánicos, mineralógicos y realizando modelamientos geoestadísticos. Los resultados obtenidos del índice RMR y Rock Quality Designation (RQD) definen a las zonas noroccidente, centro, sureste y sur del área de estudio y presentan calidades de macizo rocoso de muy mala, mala, regular y buena respectivamente.

1.2 Planteamiento del Problema

La superficie terrestre se encuentra afectada por la ocurrencia de procesos dinámicos (geológicos, climáticos y antrópicos), que con el pasar del tiempo e intensidad definen las características de relieve y morfología. Los fenómenos de remoción en masa (FRM) han sido estudiados ampliamente y se han clasificado con base en las características del material, tipo y velocidad del movimiento, longitud y profundidad de la zona desplazada, mecanismo de rotura y los factores que los generan (acción de la gravedad, debilitamiento de los materiales y la ocurrencia de eventos sísmicos, volcánicos y precipitaciones intensas).

La zona de estudio se encuentra en la parroquia de San Antonio de Pichicha en el extremo norte de la cuenca piggy-back de Quito, rellena de depósitos volcánicos y fluviales (Laurendeau et al., 2017) y según registros históricos ha sido afectada por varios eventos sísmicos relacionados al sistema de fallas de Quito; con estos antecedentes, y al ser considerada una zona de alto peligro sísmico; desde el año 2009, 18 estaciones de la Red Nacional de Acelerógrafos (RENAC) de Quito, registran de manera continua la aceleración del suelo con la finalidad de determinar el efecto de amplificación de las ondas sísmicas.

El sismo del 12 de agosto del año 2014 con epicentro en el Norte de la ciudad de Quito, (según informe oficial del Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional, 2014) fue de magnitud 5.1 grados en la escala de Richter y profundidad de 5.3 km; este evento causó graves daños en las localidades de Santa Rosa de Pomasqui y San Antonio de Pichincha, evidenciadas por movimientos en masa y pérdidas de vidas humanas.

En vista de la amenaza sísmica y la configuración geológica del área de estudio, es importante definir las características geomecánicas de las secuencias litológicas y su comportamiento frente a la incidencia de ondas sísmicas, con la finalidad de evaluar los deslizamientos ocurridos y prever futuros movimientos.

1.3 Justificación

Durante un evento sísmico la estabilidad de un talud puede verse comprometida, por la influencia de las ondas sísmicas sobre el sustrato rocoso y material superficial, dando lugar a cambios en las propiedades físicas y mecánicas de las rocas y suelos, generando escenarios desfavorables y provocando fallos en los taludes y/o laderas.

El área de estudio se encuentra ubicada en la zona norte de la falla de Quito, específicamente en el segmento Calderón – Bellavista - Catequilla que de acuerdo a registros históricos es el tramo que presenta mayor actividad.

Con estos antecedentes, el presente trabajo de investigación está enfocado en la evaluación del retroanálisis de los fenómenos de remoción en masa (FRM) ocurridos en el flanco oriental del volcán Casitahua causados por el sismo del 12 de agosto del año 2014; y de esta manera entender el comportamiento del material frente a un terremoto.

1.4 Hipótesis

Las condiciones de estabilidad del flanco oriental del volcán Casitahua fueron afectadas por la ocurrencia del sismo del 12 de agosto del año 2014, activando deslizamientos de tierra por la incidencia de las ondas sísmicas en el macizo rocoso, incrementando el esfuerzo cortante y disminuyendo la resistencia al corte.

1.5 Objetivos 1.5.1 Objetivo General

Realizar el retroanális de los deslizamientos ocurridos en el flanco oriental del volcán Casitahua, causados por el sismo del 12 de agosto del año 2014.

1.5.2 Objetivos Específicos

Realizar el análisis multitemporal de imágenes satelitales y de modelos digitales de elevación (MDT) del flanco oriental del volcán Casitahua.

Realizar el mapeo y la caracterización geológica – geomecánica conjuntamente con ensayos geotécnicos de las secuencias estratigráficas superficiales del flanco oriental del volcán Casitahua.

Evaluar el comportamiento geomecánico y estabilidad de las laderas orientales del volcán Casitahua durante el sismo del 12 de agosto del 2014.

1.6 Alcance

El presente trabajo de investigación comprende el retroanálisis de los deslizamientos ocurridos en el flanco oriental del volcán Casitahua causados por el sismo del 12 de agosto del año 2014, para lo cual, el estudio contempla el tratamiento multitemporal de imágenes satelitales de los años 2011, 2015 y 2019 así como modelos digitales de terreno (MDT) obtenidos a partir de topografía de detalle adquirida en los años 2013 y 2015, los cuales permitan definir cambios morfológicos puntuales. Además, se realizó un mapeo geológico – geomecánico de las unidades estratigráficas aflorantes en las laderas del volcán. En las campañas de campo se recolectaron muestras de roca y suelos para realizar ensayos geotécnicos.

Partiendo de la premisa de que el factor de seguridad para que fallen los taludes debe ser menor a uno, se evaluó los deslizamientos considerando las propiedades geomecánicas de las litologías superficiales y el valor de aceleración máxima de suelo registrado durante el sismo.

1.7 Caracterización de la zona de estudio 1.7.1 Ubicación

El área de estudio se encuentra en la provincia de Pichincha, cantón Quito, parroquias Pomasqui y San Antonio, específicamente en el flanco oriental del volcán Casitahua, con una superficie aproximada de 22 km² (Figura 1).

Figura 1 Mapa de ubicación del área de estudio.

El volcán Casitahua está ubicado en el margen oriental de la Cordillera Occidental, caracterizado por una caldera volcánica abierta hacia el noroccidente, dentro de la cual posee un domo central y dos hacia el sur.

1.7.2 Clima

De acuerdo al mapa de climas del Ecuador presentado por el INAMHI (2017), el área de estudio tiene dos tipos de climas, Mesotérmico Templado Frio y Mesotérmico Templado Cálido, siendo este último el más predominante y se caracteriza por ser un clima seco sin exceso de agua, presenta inviernos fríos y/o templados y veranos frescos.

La temperatura media anual de San Antonio de Pichincha es de 16.1 grados centígrados, siendo abril el mes más cálido y julio el más frío con temperaturas medias de 16.3°C y 15.8°C respectivamente; mientras que la precipitación es de 778 mm al año, siendo abril el mes que registra mayores precipitaciones y julio el más seco, según el portal es.climate-data.org.

1.7.3 Hidrografía

Las parroquias Pomasqui y San Antonio de Pichincha están ubicadas dentro de la micro cuenca del Río San Antonio, la cual forma parte de la subcuenca del Río Guayllabamba que drena a la cuenca del Río Esmeraldas.

La configuración hidrográfica del área de estudio inicia al noroccidente de Quito, en la quebrada Rumihurco, localizada en las faldas del volcán Pichincha, donde nace el Río Monjas que fluye en sentido sur - norte y es alimentado por cauces provenientes de las quebradas Cajios, La Florida, La Merced, San José, Pimán, y Santa Teresa ubicadas en la ladera del volcán Casitahua.

1.7.4 Geomorfología

Los fenómenos eruptivos constantes y movimientos en masa ocurridos por la actividad pliocuaternaria de los Andes, son los procesos principales que modelaron la morfología típica del Valle Interandino, la cual corresponde a una depresión topográfica de orientación N-S a NNE-SSW que se encuentra limitada al este por la Cordillera Real y al oeste por la Cordillera Occidental; esta depresión alberga una serie de cuencas sedimentarias dispuestas de norte a sur, entre ellas la cuenca Quito-San Antonio- Guayllabamba, formada por el reordenamiento tectónico en el mioceno tardío (Winkler et al., 2005).

El área de estudio, ubicada en la subcuenca Pusuquí-San Antonio de Pichincha, está limitada por dos cadenas de elevaciones paralelas (sentido N – S); según Procel (2008), la meseta el Artesón, el cerro Carcelén – Catequilla y la loma La Providencia se ubican hacia el oriente de la cuenca, mientras que hacia el occidente se ubican el volcán Casitahua, las elevaciones Tiligón, San Rafael y Padre Rumi y el volcán Pululahua (Figura 2).

Figura 2 Morfología del área de estudio.

2 MARCO TEÓRICO

2.1 Marco Geodinámico

Ecuador está ubicado al norte de la Cordillera de los Andes, donde la configuración geodinámica, ha dado lugar a varios eventos geológicos importantes (fenómenos sísmicos y volcánicos). Durante el terciario, la placa oceánica Farallón fue disminuyendo su área a causa de varios desprendimientos; posteriormente, a inicios del mioceno ocurre el evento final de fragmentación, donde la placa Cocos se separa y deja a la placa Farallón reducida, denominándola Nazca y marcando el inicio de la propagación Cocos-Nazca las cuales se fueron subduciendo en las placas Caribe y Sudamericana respectivamente (Lonsdale, 2005).

Los Andes Septentrionales se formaron por la interacción de las placas Caribe, Cocos, Nazca y Sudamericana bajo un complejo control cinemático; la convergencia oblicua de tendencia E-W entre las placas Nazca y Sudamericana hicieron que el bloque Norandino se acuñe hacia el NNE con una velocidad entre 6 y 9 mm/a, convirtiéndose en una región de intensa deformación de la corteza (Ego et al., 1996; Gutscher et al., 1999; Nocquet et al., 2009). La subducción de la placa de Nazca (Figura 3) ocurre a una velocidad aproximada de 55 a 58 mm/a y con dirección N83°E (Trenkamp et al., 2002; Kendric et al., 2003; Nocquet et al., 2009).

2.2 Marco Geológico Regional

El Ecuador continental se divide en tres regiones fisiográficas: Costa, Sierra y Oriente, sin embargo se identifican cinco estructuras morfológicas importantes: Costa, Cordillera Occidental, Valle Interandino, Cordillera Real y Cuenca Oriente (Figura 4); y presentan características geológicas diferentes.

La costa, formada por basamento oceánico que ha sido cubierto por depósitos de ante arco de edad Paleógeno – Neógeno (Feininger & Bristow, 1980; Reynaud et al., 1999); la Sierra es la provincia fisiográfica predominante al estar compuesta por la Cordillera de los Andes que en la sección norte está constituida por dos cadenas montañosas paralelas, la Cordillera Occidental caracterizada por el basamento de rocas volcánicas máficas y ultramáficas de afinidad geoquímica Plateau oceánico yuxtapuestas con depósitos turbidíticos del Cretácico tardío al Oligoceno (Vallejo, 2007; Vallejo et al., 2009) y Cordillera Real compuesta por rocas metamórficas separadas en terrenos alóctonos y autóctonos con incremento de metamorfismo en sentido W-E y de edades Paleozoico – Mesozoico (Aspden & Litherland, 1992; Litherland et al., 1994); estas cordilleras están separadas por la Depresión o Valle Interandino el cual está caracterizado por potentes depósito volcánicos de edad Plioceno - Pleistoceno (Winkler et al., 2005). El Subandino y la Cuenca Oriente ubicados sobre el cratón Guayanés y como resultado del levantamiento de la cordillera Real (Jaillard et al., 1997).

Figura 4 Regiones fisiográficas de Ecuador. (Feininger & Bristow, 1980)

2.2.1 Depresión Interandina

Es una depresión topográfica de 20 - 30 kilómetros de ancho y una longitud de 300 kilómetros, la cual se extiende desde 0°45´ N a 2°30´ S (aproximadamente); esta depresión aloja una serie de cuencas sedimentarias formadas progresivamente a causa del reordenamiento tectónico del Mioceno tardío en el arco y antearco andino ecuatoriano (Winkler et al., 2005).

La Depresión Interandina tiene una configuración geodinámica compleja, los primeros trabajos sugieren que es una estructura tipo graben que se formó durante la extensión E- W (Baldock, 1982), trabajos posteriores sugieren que a partir de pulsos compresionales relacionados con una dinámica transpresional resultado del movimiento dextral de Cordillera Occidental respecto a Cordillera Real ocurrió una inversión sinsedimentaria de las subcuencas (Winter & Lavenu, 1989; Lavenu et al, 1992); finalmente Winkler et al., (2002) sugieren que la Depresión Interandina es una cuenca en forma alargada y elipsoidal, que se abrió y cerró en movimientos de tijera entre las dos cordilleras.

La ocurrencia de eventos volcánicos y tectónicos dieron lugar a la formación de las cuencas dentro de la Depresión Interandina, dispuestas en sentido norte – sur (Cuenca del Chota, Cuenca Quito – San Antonio – Guayllabamba, Cuenca Ambato – Latacunga y Cuenca Riobamba – Alausí) (Winkler et al., 2005).

2.2.2 Cuenca San Antonio de Pichincha

Villagómez, (2003) sugiere que la serie sedimentaria de la Cuenca Quito – San Antonio – Guayllabamba, está depositada sobre rocas del basamento Cretácico, sin embargo la mínima cantidad de evidencias y la falta de dataciones radiométricas obligaron a asignar edades a los estratos mediante correlaciones con los centros volcánicos cercanos definidos por Barberi et al., (1988). A pesar de que estas dataciones contienen poca información estratigráfica y que en la mayoría de los casos dichos centros volcánicos han sido poco o nada estudiados (p.e. Volcán Casitahua, Volcán Chilcaloma) (Pacheco, 2013). La subcuenca de San Antonio de Pichincha de edad Plio - Pleistoceno está formada principalmente por volcanosedimentos atribuidos a los centros volcánicos cercanos (Figura 5).

Formación Pisque

Está depositada en la base de la secuencia sedimentaria, el miembro basal formado por lavas y brechas andesíticas se encuentra separado discordantemente por depósitos volcanoclásticos y volcanosedimentarios según Villagómez, (2003). Lavenu et al., (1996) sugieren que las lavas y brechas son una fase proximal de los volcanoclásticos y volcanosedimentos ya que dentro de estos se observó secuencias intercaladas de lavas y brechas (Figura 5).

Formación San Miguel

Secuencias ricas en material volcánico, formadas en ambientes deltaicos y lacustres que progradan hacia el este; la parte superior de la secuencia ha sido deformada por la carga ejercida por los flujos laháricos asociados a la Formación Guayllabamba (Samaniego et al., 1994; Villagómez et al., 2003) (Figura 5).

Formación Mojanda Fuya – Fuya

Secuencias de depósitos piroclásticos retrabajados, intercalados por dos secuencias de depósitos de caídas distribuidas a la base y a la mitad de la secuencia; lo depósitos piroclásticos están relacionados al complejo volcánico Mojanda Fuya-Fuya (Samaniego et al., 1994; Villagómez, 2003); Winkler et al., 2005) (Figura 5).

Formación Cangahua

Está distribuida ampliamente a lo largo del IAD y se encuentra definida como un depósito de coloración marrón formado por piroclastos limo arenosos retrabajados (Pacheco, 2013). Hall & Mothes (2001) proponen edades radiométricas entre 260 Ka y 10 Ka con base en estudios de piroclastos ubicados dentro de las Cangahua (Figura 5).

Formación Pululahua

Asociada a depósitos y estilos eruptivos del volcán Pululahua; está conformada por tres miembros; hacia la base el miembro Brechas Dacíticas, el cual subyace al miembro Lacustres no deformados y hacia el tope de la secuencia el miembro Piroclastos (Pacheco, 2013) (Figura 5).

Figura 5 Estratigrafía de la Cuenca de San Antonio de Pichincha (Pacheco, 2013)

2.2.3 Sistema de fallas de Quito

El sistema de fallas de Quito se desarrolla dentro de la Depresión Interandina, tiene una longitud aproximada de 60 km y se extiende desde el 0° a 0.4° S, con una dirección preferencial NNE (Alvarado, 2012).

Lavenu, (1994); Alvarado, (2009) y Alvarado, (2012) sugieren que las lomas alargadas de Quito corresponden a estructuras plegadas por un fallamiento inverso y que los planos de este fallamiento tendrían una orientación entre 30 y 45 grados al occidente; con base a este conjunto de lomas y a su orientación, se definió seis segmentos principales descritos de sur a norte como: San Miguel, El Tablón, Puengasí, Ilumbisí – La Bota, El Inca – Carcelén y Catequilla – Bellavista (Figura 6).

La incidencia de este sistema de fallas han levantado a Quito entre 500 y 700 metros respecto al Valle Interandino, además de separar la Cuenca de Guayllabamba de la Cuenca de San Antonio (Alvarado, 2012).

Figura 6 Sistema de fallas de Quito (Alvarado, 2012)

2.3 Fenómenos de remoción en masa

El término deslizamiento de tierra denota el movimiento de una masa de roca, detritos o tierra por una pendiente (Cruden, 1991); estos fenómenos son controlados por factores intrínsecos como las propiedades físicas y mecánicas de las rocas y factores externos o detonantes como precipitaciones intensas, eventos sísmicos o volcánicos.

La clasificación de los movimientos en masa se describe en función del tipo de material, mecanismo de movimiento, deformación, saturación, velocidad y magnitud de movimiento; parámetros que permiten analizar la estabilidad de las laderas y taludes en relación al comportamiento de los materiales (Quelal, 2019).

Los fenómenos de remoción en masa son controlados por factores intrínsecos como las propiedades físicas y mecánicas de las rocas, así como por factores externos o detonantes como precipitaciones intensas, eventos sísmicos o volcánicos; es así que los deslizamientos causados por sismos son proporcionales a la magnitud del evento y están relacionados también con las condiciones geológicas locales, profundidad focal del sismo y las características específicas del movimiento (aceleración) del terreno en un evento en particular (Keefer, 1984).

Los eventos sísmicos y la incidencia de las ondas generadas, pueden causar la reactivación de antiguos deslizamientos en condiciones cercanas al equilibrio límite; los deslizamientos más comunes ocurridos a causa de sismos son: caídas de rocas, deslizamiento de suelos, deslizamiento de rocas, extensiones laterales de suelo, deslizamiento de bloques de roca, avalanchas de roca, entre otros (Keefer, 1984; Gonzáles de Vallejo et al., 2002).

Los límites de Atterberg se utilizan para caracterizar el comportamiento de los suelos finos mediante su plasticidad y/o consistencia; estos son determinados mediante el cálculo del límite líquido (LL), límite plástico (LP) y el índice de plasticidad (IP).

2.4 Factor de Seguridad

Según Bishop, (1955), el Factor de Seguridad (FS) constituye el coeficiente de la relación entre la resistencia al corte disponible del suelo a lo largo de una superficie crítica de deslizamiento y la resistencia al corte requerida para mantenerse en equilibrio; mientras que Suárez Díaz, (1998) sugiere que es el valor que cuantifica las condiciones reales de un talud y las condiciones que llevan a su rotura.

En términos más simples el factor de seguridad es la relación entre fuerzas estabilizadoras y desestabilizadoras, como lo muestra la Fórmula 1, expresado en fuerza y en términos de tensiones (Gonzales de Vallejo, 2002).

Fórmula 1 Fórmula del Factor de Seguridad

퐹푢푒푟푧푎푠 퐸푠푡푎푏푖푙푖푧푎푑표푟푎푠 퐹푆 = 퐹푢푒푟푧푎푠 퐷푒푠푒푠푡푎푏푖푙푖푧푎푑표푟푎푠

Para realizar el análisis Pseudoestático, se utiliza el mismo procedimiento de un método de equilibrio límite, con la diferencia que se incluyen fuerzas pseudoestáticas horizontales y verticales, relacionadas con el evento sísmico. Generalmente, el coeficiente sísmico se representa únicamente como una fuerza horizontal Kh y se omite las fuerzas verticales Kv ya que se supone que su efecto es menor en las estructuras y taludes, además que su valor es equivalente a dos tercios de Kh (Suarez, 2009).

Considerando que los deslizamientos identificados son traslacionales o de rotura plana, es factible utilizar el método de talud infinito cuya ecuación considera los parámetros de resistencia al corte, cohesión (푐) y ángulo de fricción interna (휑), peso unitario del suelo (훾), espesor de la superficie de falla (H), ángulo del talud (훼), y el factor sísmico (K).

La expresión del Factor de Seguridad para un talud infinito queda expresada de la siguiente manera:

Fórmula 2 Fórmula de Factor de Seguridad para talud infinito – método pseudoestático

퐶 + 훾퐻 (푐표푠훼 − 퐾푠푒푛훼) 푡푎푛휑 푭푺 = 푐표푠훼 훾퐻(푠푒푛훼 + 퐾푐표푠훼)

2.5 Retroanálisis de los deslizamientos

La idea básica del método del retroanálisis, se presenta con base en el análisis de los parámetros geomecánicos de una misma formación geológica, los cuales son considerados en la ecuación de Fredlund 1979.

Para la determinación experimental de las variables de resistencia al corte en suelos no saturados, generalmente se utilizan ensayos de compresión triaxial y de corte directo, además se asume, que el talud analizado es homogéneo en resistencia, es decir, que la cohesión y el ángulo de fricción interna son retro calculados. Asimismo, la estabilidad del talud se analiza por equilibrio límite, considerando un Factor de Seguridad FS=1 para una condición de fallamiento o ruptura.

3 MARCO METODOLÓGICO

3.1 Determinación de variables 3.1.1 Variables dependientes

Geometría de las laderas del flanco oriental del Volcán Casitahua.

3.1.2 Variables independientes

Aceleraciones del sismo y las propiedades geomecánicas (cohesión y ángulo de fricción interna) de las secuencias litológicas superficiales.

3.2 Metodología Experimental 3.2.1 Método descriptivo

El método parte de la observación del componente geológico en el flanco oriental del Volcán Casitahua, mediante la descripción petrográfica de las unidades litológicas y de las propiedades geomecánicas del suelo, que posteriormente permitan su caracterización y determinación respectivamente.

3.2.2 Método analítico

El método se basa en analizar el comportamiento de la litología frente a la incidencia de las ondas sísmicas, considerando las propiedades geomecánicas del material superficial, (cohesión y ángulo de fricción interna) obtenidas mediante la realización de ensayos triaxiales además de contemplar los valores de aceleración del suelo registrados por la Red Nacional de Acelerómetros (RENAC).

3.2.3 Método Deductivo – Predictivo

Con base en la relación de las propiedades geomecánicas de las unidades litológicas aflorantes y la respuesta de estas ante la incidencia de un evento sísmico, se evalúa las condiciones que produjeron los deslizamientos, además de prever las potenciales zonas susceptibles a deslizamientos.

3.3 Metodología detallada

El retroanálisis de los deslizamientos (Figura 7), inicia con la identificación de zonas afectadas a partir del análisis multitemporal de imágenes satelitales y el contraste de Modelos Digitales de Terreno; posteriormente el trabajo de campo permite distinguir las formaciones geológicas afectadas, así como las propiedades geomecánicas mediante un proceso de muestreo y posterior análisis de laboratorio. Esta información, conjuntamente con los datos de aceleración máxima de suelo registrada por el RENAC, facilitan la evaluación de los deslizamientos ocurridos en las laderas orientales del volcán Casitahua.

Figura 7 Diagrama de flujo de la metodología utilizada

3.3.1 Análisis multitemporal

El análisis multitemporal del área de estudio, descrito en la Figura 8, requiere imágenes satelitales en diferentes periodos de tiempo así como bases topográficas de detalle levantadas antes y después de la ocurrencia del sismo del 12 de agosto del 2014, esto con la finalidad de identificar cambios morfológicos importantes así como también zonas de deslizamientos.

Figura 8 Flujograma del Análisis Multitemporal

Las imágenes satelitales utilizadas fueron descargadas de la plataforma de Google Earth y corresponden a imágenes de alta resolución (15 metros) obtenidas por el Satélite Landsat – Copérnicus. Las imágenes adquiridas corresponden a los años 2011, 2015 y 2019, con la finalidad de identificar la variación del relieve antes y después del sismo del 2014.

A partir de la información topografía, compuesta de curvas de nivel con atributos de altura levantados a escala 1:5000, proporcionada por la Empresa Pública Metropolitana de Agua Potable y Saneamiento - EPMAPS y por el Instituto Geográfico Militar – IGM, se desarrolló Modelos Digitales del Terreno (MDT), interpolando la información a través del software QGIS. A los MDT se les aplicó el álgebra de mapas pixel a pixel, obteniendo zonas con cambios en la variación de relieve.

3.3.2 Caracterización Geológica – Geomecánica

El trabajo de campo fue planificado mediante geotravesías definidas a partir del análisis de estudios previos realizados en el área de investigación; el mapeo geológico se enfoca en la caracterización estratigráfica de las secuencias aflorantes así como la descripción macroscópica y el muestreo de suelos y rocas para la caracterización geomecánica (Figura 9).

Figura 9 Flujograma de caracterización geológica – geomecánica

La caracterización geomecánica de suelos cohesivos se realizó empleando la tabla de clasificación de la norma ASTM D-2488, Standard Practice for Description and Identification of Soils (visual – manual procedure), la cual los define mediante el análisis del grado de plasticidad y la descripción cualitativa con base en el análisis manual – visual de Dilatancia, Tenacidad y Resistencia en seco.

La clasificación de suelos se realizó utilizando la tabla del Sistema Unificado de Suelos (SUCS, bajo la norma ASTM D 2487-03, específicamente la identificación de la fracción que pasa por el tamiz N° 40 (Tabla 1) la cual permite clasificar el tipo de suelo considerando los parámetros de resistencia en seco, dilatancia y tenacidad.

Tabla 1 Método de identificación de suelos de grano fino (Das, 2001).

Método de Identificación de Suelos de Grano Fino

Resistencia Dilatancia Tenacidad SUCS Características en seco

Limos orgánicos y arenas muy finas, Nula a Rápida a Nula ML arenas finas limosas o arcillas con ligera Limos y ligera lenta plasticidad arcillas con límite Media a Nula a muy Arcillas inorgánicas de plasticidad baja a Media CL líquido alta lenta media, arcillas arenosas, arcillas limosas menor a 50 Ligera a Limos orgánicos y arcillas orgánicas de Lenta Ligera OL Media baja plasticidad

Ligera a Lenta a Ligera a Limos inorgánicos, suelos limosos o MH Limos y media nula media arenosos finos micáceos, limos elásticos arcillas con límite Alta a muy Arcillas inorgánicas de plasticidad media Nula Alta CH líquido alta a alta menor a 50 Media a Nula a muy Ligera a Arcillas orgánicas de plasticidad media a OH alta lenta media alta

Suelos Identificables por su color, olor, Pt Turba y otros suelos altamente orgánicos Orgánicos sensación esponjosa y textura fibrosa

Para calcular de forma cuantitativa la resistencia a la compresión simple de un macizo rocoso, se utiliza el esclerómetro o Martillo de Schmidt, aplicando la norma ASTM D 5873; este instrumento que permite realizar la estimación mediante el rebote que produce luego del impacto sobre la superficie rocosa ensayada; es así que la resistencia a la compresión simple se calcula a partir de un valor promedio de rebote y su correlación en el gráfico de Miller con el peso específico de la roca y la orientación del martillo; el peso específico es calculado como se describe en el flujograma de la Figura 10.

Figura 10 Cálculo del peso específico de una roca

3.3.3 Retroanálisis

El retroanálisis de los deslizamientos del flanco oriental del Volcán Casitahua se realizará utilizando la ecuación del Factor de Seguridad de Talud Infinito con el método Pseudoestático, considerando la geometría del talud, las variables de aceleración del suelo (causada por el sismo de agosto del 2014 y registrado por el RENAC) y las propiedades geomecánicas del material superficial (cohesión efectiva y ángulo de fricción interna) obtenidos mediante un ensayo triaxial (Figura 11).

Figura 11 Flujograma del retroanálisis de los deslizamientos

Para realizar los ensayos triaxiales en muestras inalteradas y remoldeadas, aplicando la normas ASTM D 2850, es necesario ejecutar pruebas in situ, que permitan calcular las condiciones y la disposición de los materiales en su estado natural, estos procedimientos

se describen en la Figura 12 y servirán como información base para la ejecución del ensayo triaxial en laboratorio.

Figura 12 Flujograma de toma de muestras inalteradas y ensayos de densidad natural

El retroanálisis de los deslizamientos se realizó empleando un SIG, a partir de los resultados de las propiedades geomecánicas obtenidas en laboratorio, ensayos realizados en campo y la información obtenida por la Red Nacional de Acelerómetros.

Los resultados obtenidos fueron convertidos en archivos raster, con pixeles de tamaño 10 x 10 metros, almacenando información de cohesión, ángulo de fricción interna y peso específico de las dos litologías predominantes (cangahua y lapilli), así como, los valores de espesor deslizado, mapa de pendientes expresado en radianes y la constante sísmica Kh obtenida a partir del PGA, registrado por el RENAC.

Bajo estas consideraciones, y en vista de que el análisis se realizó en toda el área de estudio, sin discriminar las zonas de deslizamiento de las de acumulación, se aplica una máscara que permita suprimir los resultados en zonas de acumulación y de esa manera evitar valores erróneos, para que, finalmente los archivos raster sean procesados utilizando la herramienta Spatial Analyst Tools / Map Algebra / Raster Calculator con la finalidad de determinar el Factor de Seguridad

4 PRESENTACIÓN DE DATOS Y RESULTADOS

4.1 Análisis multitemporal 4.1.1 Imágenes satelitales

Las condiciones climáticas, geológicas y antrópicas a las que están sujetas las parroquias de Pomasqui y San Antonio de Pichincha, dan lugar a procesos de erosión eólica y fluvial, así como, la ocurrencia de deslizamientos, causados por perturbaciones en la superficie del terreno (p.e., sismo del 12 de agosto del año 2014); los cambios de relieve ocurridos a través del tiempo y el espacio, fueron definidos mediante el análisis multitemporal de imágenes satelitales.

El análisis multitemporal realizado con las imágenes satelitales (2011, 2015 y 2019), presentó variación en la superficie transversal de las quebradas (Figura 13).

Figura 13 Área de las quebradas de la sección norte del flanco oriental del volcán Casitahua A. Año 2011, B. Año 2015, C. Año 2019

El sistema de drenajes del Volcán Casitahua es radial, en efecto, los cauces nacen en el cráter y son tributarios del Río Monjas y forman quebradas profundas con taludes mayores a 20 metros. El análisis multitemporal muestra que el área de los cauces aumentó debido a la ocurrencia de deslizamientos; en particular las Quebradas dos, cuatro y nueve (Qb.2 – Qb.4 – Qb.9) son las que registran mayor incremento, debido al crecimiento en longitud de los cauces en las cabeceras. Así mismo, es importante mencionar que la perturbación del material superficial causada por el sismo y su consecuente incidencia en la pérdida de compactación del material, es evidenciado por el aumento de la densidad de drenajes subparalelos en los flancos, los cuales a su vez están definidos por la pendiente del terreno.

El motivo por el cual, las quebradas dos, cuatro y nueve registran mayor incremento, no está únicamente relacionado al tipo de material, sino también a la geometría de sus flancos ya que presentan taludes abruptos y pendientes muy pronunciadas (mayores a 45 grados), lo cual las hace más susceptibles a deslizamientos, a diferencia de las demás cuyos taludes son más suavizados y con pendientes menores a 35 grados.

De manera general, la variación del área de las quebradas por la incidencia del sismo, ocurre en relación uno a dos respecto a su estado inicial; sin embargo, el análisis de la imagen satelital del año 2019, muestra aún incremento en el área, lo cual sugiere la ocurrencia de nuevos movimientos en masa causados por la disminución de las tensiones y su consecuente fallamiento.

La variación del área de las quebradas durante los años 2011 - 2019 es de tres hectáreas aproximadamente (Figura 14 A-B-C), el incremento promedio del área de los cauces indica que el 60% está relacionado con deslizamientos causados por el sismo de agosto del 2014, mientras que el 40% restante se estima está relacionado a movimientos en masa ocurridos bajo condiciones estáticas (Figura 14 D).

Figura 14 Variación del área de las quebradas del norte del flanco oriental del volcán Casitahua en los años 2011, 2015 y 2019.

4.1.2 Modelos Digitales de Terreno (MDT)

La zona de estudio, caracterizada por la vertiente oriental del volcán Casitahua, tiene 1100 metros de diferencia de nivel (3500-2400 msnm) y en toda su área presenta alrededor de 20 quebradas, las cuales nacen en el cráter y desembocan en el Río Monjas. A diferencia de las quebradas ubicadas en el centro y norte de la ladera, cuyas cabeceras están compuestas por varios cauces tributarios al cauce principal, las quebradas del sur tienen un cauce principal bien definido; estos cauces de manera general alcanzan una longitud promedio de dos kilómetros y presentan taludes profundos mayores a 20 metros y con pendientes abruptas, con ángulos entre 35 y 60 grados.

La diferencia entre los MDT del 2013 y 2015, permitieron obtener un raster de salida que muestra la variación de altura ya sea por erosión o deslizamiento de material, así como, zonas de acumulación. El histograma de la Figura 15, muestra la distribución de los datos obtenidos de la diferencia de rasters y se aprecia que el 60% de los deslizamientos tienen espesores entre 0.1 y dos metros, el 30% espesores entre dos y cuatro metros y el 10% restante representa deslizamiento mayores a cuatro metros y están ubicados en la zona del cráter y en las zonas bajas del volcán.

Figura 15 Histograma de distribución de datos de la diferencia de MDT de los años 2013 y 2015.

El sismo de agosto del año 2014, afectó gran parte del flanco oriental del Volcán Casitahua y de acuerdo a la información procesada se registraron deslizamientos y acumulaciones máximas de diez y cuatro metros respectivamente. Sin embargo, la distribución de datos (Figura 15) muestra que la mayor cantidad de deslizamientos presentan desplazamientos de material entre dos y tres metros, localizados en la parte alta del volcán y en las divisorias de aguas de las quebradas. El material deslizado se acumula principalmente en las quebradas y sus flancos; es así, que el 80% de estas zonas tienen una acumulación de material entre 0.1 y dos metros, mientras que el 20% restante se ubica en las zonas más externas de las quebradas y registran espesores entre dos y cuatro metros (Figura 16).

Las quebradas ubicadas en el extremo norte del flanco oriental del volcán son las que registra mayor afectación (Figura 16), los deslizamientos registrados tienen alturas entre 4 y 6 metros y puede atribuirse al componente geológico y a la geometría del talud caracterizados por grandes pendientes y taludes mayores a 45 grados.

Figura 16 A. Mapa de zonas de acumulación y deslizamientos B. Clasificación de las zonas de mayor y menor acumulación de deslizamientos, en el flanco oriental del volcán Casitahua.

4.2 Análisis Geológico – Geomecánico 4.2.1 Caracterización Geológica

El área de estudio está ubicada en el occidente de la Cuenca San Antonio de Pichincha, donde la secuencia estratigráfica fue depositada en el Plioceno hasta el Holoceno y se caracteriza principalmente, por depósitos volcánicos y volcanosedimentos atribuidos a los centros volcánicos aledaños.

Formación Pisque

Ubicada al pie de la secuencia estratigráfica de la cuenca de San Antonio de Pichincha y según Pacheco (2014), los Miembros Inferiores se encuentran compuestos por volcano- clastos, flujos de lodo, aluviales y sedimentos volcánicos bien compactados y retrabajados; los cuales están sobreyacidos por el Miembro Casitahua.

Esta formación se encuentra expuesta en el sur del flanco oriental del volcán Casitahua y en la base de las quebradas (Figura 17). Además, el afloramiento tipo está ubicado en el costado izquierdo (780162 – 9992212) de la vía Carlos Zevallos (Sector Pusuquí Bajo).

Figura 17 Afloramiento tipo de las secuencias sedimentarias del área de estudio Sector Pusuquí

La base de la serie estratigráfica está compuesta por secuencias de depósitos volcanoclásticos bien compactados, corresponden a brechas clasto soportadas de coloración beige – blanquecina con matriz areno limosa y clastos subangulosos a subredondeados de composición volcánica intermedia (andesitas), estas capas se

encuentran intercaladas por un estrato formado por laminaciones de areniscas y tobas (Figura 18). Las capas muestran gradación normal (clastos grandes hacia la base y clastos pequeños hacia el tope, el tamaño de los clastos es heterogéneo donde el 60% oscila entre diámetros menores a 50 centímetros, el 30% corresponde a clastos con diámetros menores a 25 centímetros y el 10% restante presenta líticos con diámetros menores a cinco centímetros (Figura 19 A).

Figura 18 Columna estratigráfica Formación Pisque, Sector Pusuquí (UTM 9992212 – 780162)

Figura 19 A. Capa de brechas clasto soportadas, B. Roca Andesita de matriz porfirítica fina, C. Roca Andesítica de matriz porfirítica media

Petrográficamente los clastos son de composición andesítica de coloración grisácea con textura porfirítica fina – media (Figura 19 B-C) y ligeramente alterados, los minerales principales son plagioclasa, hornblenda y esporádicamente piroxeno. La matriz de la brecha es areno limosa con líticos de pómez y cristales de plagioclasa y anfíboles.

Miembro Casitahua

Según Pacheco (2013), el Miembro Superior de la Formación Pisque o Miembro Casitahua está representado por el desarrollo del volcán Casitahua, compuesto por lahares, flujos piroclásticos, flujos de lava, posiblemente avalancha de escombros. Esta secuencia, puede observarse en las quebradas centrales del flanco oriental del volcán Casitahua.

El afloramiento tipo, está ubicado en el Sector de CEMEXPO, específicamente, en el flanco derecho de una quebrada (s/n) o al margen derecho del camino de tercer orden de las instalaciones de la empresa Remodularsa (782619 – 9995915).

El afloramiento tiene ~ 15 metros de alto por ~ 30 metros de ancho, está compuesto por secuencias de depósitos volcánicos dispuestos de forma caótica y de coloración grisácea – rojiza, que litológicamente corresponden a brechas clasto soportadas, intercaladas con brechas matriz soportadas; los clastos presentan forma subangulosa y son de composición intermedia – básica (andesitas – andesitas basálticas) mientras que la matriz es arenosa (Figura 20).

Las secuencias volcánicas identificadas (Figura 21), están compuestas por depósitos caóticos formados por brechas clasto soportadas y matriz soportadas; el tamaño de los clastos es heterogéneo. En la base los clastos presentan diámetros menores a 50 centímetros, en la sección media los diámetros son menores a 20 centímetros y hacia el tope de la secuencia los diámetros alcanzan un metro. La matriz de la brecha es arenosa y está compuesta por líticos volcánicos de diámetros menores a cinco centímetros y cristales de plagioclasa y anfíboles (Figura 20).

Figura 20 Afloramiento tipo de avalanchas de escombros del Mb. Casitahua

Figura 21 Columna estratigráfica, Formación Casitahua (avalancha de escombros), Sector CEMEXPO (UTM, 9995915 – 782619)

Petrográficamente, los clastos son de composición andesítica y andesita basáltica con textura porfirítica, de grano medio y grueso, es decir, que corresponde a una avalancha de escombros del Miembro Casitahua. Los minerales principales de las rocas son: plagioclasa, anfíbol, piroxeno y cloritas como mineral secundario (Figura 22). El depósito se encuentra ligeramente alterado, presentando coloraciones rojizas.

Figura 22 Rocas representativas de la avalancha de escombros A. Andesita recalentada, B. Andesita de grano grueso, C. Andesita Basáltica, D. Flujo de lava.

Los flujos de lava del Miembro Casitagua, afloran en las quebradas de la sección NE del Volcán Casitahua, tienen coloración grisácea y se encuentran medianamente diaclasados (Figura 24), son rocas de composición andesítica y de textura porfirítica. Los minerales principales son plagioclasa, anfíboles y piroxeno, además las rocas están ligeramente alteradas.

Figura 23 Columna estratigráfica Formación Casitahua (flujos de lava), Sector CEMEXPO (UTM 9997332 – 782733)

Figura 24 Cuerpo volcánico de composición andesítica, Miembro Casitahua

Formación Cangahua

Según Pacheco (2013), la Formación Cangahua se encuentra cubriendo de manera uniforme las elevaciones y planicies de la Cuenca de San Antonio de Pichincha. Esta formación se la caracteriza como un suelo limo arenoso de aspecto tobáceo y endurecido, resultado de la meteorización y retrabajamiento de materiales piroclásticos bajo condiciones climáticas frías y secas (Villagómez, 2003).

Esta formación se encuentra cubriendo toda el área del volcán Casitahua es por ello que sus afloramientos son fáciles de encontrar, como los expuestos en el margen derecho de la Avenida Manuel Córdova Galarza (Figura 25) y en toda la zona superficial del volcán.

La Cangahua se encuentra dispuesta de forma masiva y con buen sorteo, el grado de compactación es variable, sin embargo, se podría decir que es buena; los tonos varían de beige – marrones – pardos, típicos de este depósito (Figura 26). En el área de estudio, las capas de cangahua muestran una coloración beige – café – amarillenta, donde los espesores son variables y se encuentran cortados por una capa de 30 centímetros de lapilli de coloración gris – blanquecino (Figura 25).

Figura 25 Afloramiento de Cangahua ubicado en el margen izquierdo de la Avenida Manuel Córdova Galarza, sentido S-N.

Petrográficamente, el depósito de cangahua tiene matriz de ceniza oxidada, areno – limosa hacia la base y limo – arenosa hacia el tope; presenta también, cristales de plagioclasa, anfíboles y piroxenos y en muy bajo porcentaje cristales de biotita, así como, líticos volcánicos y pómez con diámetros menores a 3 milímetros. La capa de lapilli posee una gradación normal, los líticos de pómez son angulosos y la matriz es arenosa.

Figura 26 Columna estratigráfica Formación Cangahua, Sector CEMEXPO (UTM 9995070 – 783212)

Formación Pululahua

Según Pacheco et al., (2014), la Formación Pululahua se encuentra yaciendo concordantemente sobre la Fm. Cangahua y se caracteriza como conjunto de depósitos asociados con la actividad volcánica y los estilos eruptivos del Complejo Volcánico Pululahua; el miembro Piroclastos Pululahua está compuesto por depósitos asociados a la formación del cráter del Pululahua, principalmente material piroclástico de caída enriquecido en pómez.

Los afloramientos de la Fm. Pululahua se encuentran únicamente en la zona norte y centro norte del flanco oriental del Volcán Casitahua (Figura 27), sobreyaciendo concordantemente a la Fm. Cangahua. En esta zona, solo se puede observar el miembro superior de la formación (Miembro Piroclastos Pululahua) de coloración gris - blanquecina, caracterizado por intercalaciones de depósitos volcánicos de caída, principalmente laminaciones de lapilli, tobas y ceniza.

Figura 27 Afloramiento de las formaciones Cangahua y Pululahua ubicado en el flanco del Volcán Casitahua

El Miembro Superior de la Fm. Pululahua (Miembro Piroclastos) petrográficamente está compuesto por intercalaciones de material volcanoclástico de caída, dispuesto en capas milimétricas y centimétricas, horizontales a sub horizontales y muy deleznables (Figura 28). La base de la Fm. Pululahua – Mb. Piroclastos, está compuesto por capas de pómez de diámetros menores a tres centímetros, sobre esa se disponen laminaciones de tobas, lapilli y cenizas de grano grueso; el estrato presenta gradación normal (Figura 29).

Figura 28 A. Afloramiento del Miembro Piroclastos Pululahua B. Secuencia estratigráfica del Miembro Piroclastos Pululahua.

Figura 29 Columna estratigráfica tipo de la formación Pululahua, Miembro Piroclastos, Sector Mitad del Mundo (UTM 9999005 – 782931)

Las capas de volcanosedimentos, brechas clasto y matriz soportadas de la Fm. Pisque tienen un buzamiento de ~20° E; las avalanchas de escombros y flujos de lava del Mb. Casitahua afloran en las quebradas de la sección centro-norte del volcán. Areniscas y limolitas de la Fm. Cangahua (~ 7 m de espesor) se encuentran en toda el área del volcán Casitahua y están separadas por una capa de lapilli de buzamiento ~ 30° E; piroclastos intercalados de coloración blanquecina de la Fm. Pululahua únicamente afloran en el centro-norte del edificio volcánico (Figura 30).

Figura 30 Mapa Geológico Volcán Casitahua

4.2.2 Caracterización Geomecánica de suelos

Los suelos en la zona de estudio analizados bajo la norma ASTM D-2488 (Anexo 15 al 18), presentan de manera general, que el grado de consistencia varía entre rígida a blanda, la plasticidad es media a baja, la dilatancia varía de rápida a lenta, la tenacidad es media a baja y la resistencia en seco es de media a baja (Tabla 2).

Tabla 2 Tabla resumen de los ensayos geomecánicos manuales de las muestras de suelo cohesivo tomadas en el flanco oriental del volcán Casitahua.

Resistencia N° X Y Consistencia Plasticidad Dilatancia Tenacidad SUCS en seco Rápida - 1 780342 9992179 Rígida Medio Media-Baja Media CL Lenta Rápida - 2 782371 9994207 Rígida Media Media-Baja Media CL Lenta

3 782660 9995876 Firme Baja Rápida Baja Baja ML

4 782891 9996238 Firme Baja Rápida Baja Baja ML

5 783598 9996980 Firme Baja Rápida Baja Baja ML

Lenta- 6 782759 9997578 Blanda Media-Alta Media Nula ML Rápida

7 783203 9997614 Débil Baja Rápida Baja Baja ML

Lenta - 8 783035 9999545 Blanda Media-Alta Media Nula ML Rápida

El análisis geomecánico del material superficial del flanco oriental del volcán Casitahua, caracterizado por cangahuas e intercalaciones de tobas, lapilli y ceniza, muestra que la plasticidad al igual que la tenacidad disminuye en sentido norte – sur, mientras que la consistencia in situ y la resistencia en seco, disminuyen en sentido sur – norte; estas variaciones se presentan por de la naturaleza y composición del material así como por el tamaño del grano. La zona norte, caracterizada por material tobáceo, presenta un comportamiento plástico debido al contenido de finos, sin embargo, en estado seco su comportamiento es frágil; la zona centro - sur caracterizada por cangahuas compactadas limo-arenosas a areno-limosas, muestra un comportamiento dúctil-frágil ya que su tamaño de grano es más grueso (Figura 31). Por otro lado, la dilatancia en la zona central es rápida, mientras que en las zonas norte y sur es de rápida - lenta, esto se debe a que el tamaño de la partícula es más grueso por lo cual el agua aparece con mayor facilidad.

De acuerdo con los resultados de la norma ASTM-D 2488 (ensayo manual – visual), se definió que el tipo de suelo SUCS en la vertiente oriental del volcán Casitahua, corresponde a suelos CL (arcillas arenosas o limosas de baja plasticidad), en la zona sur asociados a cangahuas, y suelos ML (arenas limosas de baja plasticidad) en la zona norte relacionado con tobas (Figura 32).

Figura 32 Mapa del tipo de suelo del Flanco Oriental del Volcán Casitahua

4.2.3 Ensayos Geotécnicos en Suelos

Para evaluar los FRM utilizando el método de equilibrio límite, es necesario definir las propiedades mecánicas de los diferentes materiales: cohesión, ángulo de fricción interna y peso específico. Es así que, el peso específico de los materiales superficiales (cangahua y lapilli) y de los macizos rocosos, fue calculado en condiciones de humedad natural, obteniendo valores promedios de 1.483 g/cm³, 1.155 g/cm³ y 2.599 g /cm³ para cangahua, lapilli y andesitas respectivamente (Tabla 3); estos valores, fueron cotejados con los resultados de los ensayos triaxiales (Tabla 4) y no tienen diferencia significativa.

Tabla 3 Peso específico en muestras de cangahua, lapilli y andesitas. M1 M2 M3 Peso específico g/cm³ Cangahua 1.359 1.556 1.535 1.483 Lapilli 1.1889 1.137 1.113 1.155 Andesita 2.688 2.739 2.699 2.599

Los valores de las propiedades mecánicas (cohesión y ángulo de fricción interna) de cangahua y lapilli, calculados mediante ensayos triaxiales (Tabla 4), coinciden con los valores determinados por Guerrón (2012) en el estudio de la capacidad de carga de las cangahuas en la ciudad de Quito.

Tabla 4Tabla resumen de las propiedades mecánicas de cangahua y lapilli, obtenidas en laboratorio Cohesión Ángulo de Peso específico Humedad Límite Líquido

Ton/m² FI Ton/m³ natural (%) (%)

Cangahua 1.60 28 1.35 9.22 No plástico

Lapilli 1.16 38.1 1.18 ´- - No plástico

4.2.4 Caracterización Geomecánica de Rocas

Utilizando la Clasificación RMR, descrita por Bieniawski en 1973, (Anexo 19 y 20) se evaluó geomecánicamente macizos rocosos, considerando los parámetros geomecánicos de resistencia uniaxial de la matriz rocosa, grado de fracturamiento en términos de RQD, orientación, espaciado y condición de las discontinuidades y las condiciones hidrogeológicas (Tabla 5).

Tabla 5 Resultado de mapeo geomecánico de discontinuidades en las estaciones geomecánicas I, II, III Y IV.

Estación Estación 1 Estación 2 Estación 3 Estación 4 x 783151 782742 782734 782750 y 9996987 9997339 9998500 9998500 Dir. Talud 240 288 80 340 Inclinación 70 85 70 80 Discontinuidad J1 J2 J3 J1 J2 J3 J1 J2 J1 J2 J3 RQD 17 17 17 17 AzBz 10 140 25 160 225 160 35 302 80 350 10 Bz 60 41 32 71 51 38 48 80 40 76 62 RCU (MPa) 250-100 250-100 250-100 >250 250-100 >250 250-100 250-100 250-100 250-100 250-100 Espaciamiento (m) 0.6-2.0 0.6-2.0 0.6-2.1 0.6-2.0 0.2-0.6 0.6-2.0 0.6-2.0 0.2-0.6 0.2-0.6 0.6-2.0 0.2-0.6 Persistencia (m) 3.0-10.0 1.0-3.0 3.0-10.0 3.0-10.0 3.0-10.0 3.0-10.0 1.0-3.0 3.0-10.0 1.0-3.0 3.0-10.0 1.0-3.0 Abertura (mm) 1.0-5.0 1.0-5.1 0.1-1.0 <0.1 <0.1 <0.1 1.0-5.0 1.0-5.0 1.0-5.0 0.1-1.0 1.0-5.0 Rugosidad Plana Plana Plana Plana-L Plana-L Plana-L Plana-R Plana-R Plana-L Plana-L Plana-L Relleno (mm) Suave <4 Suave <5 Suave <2 Suave <1 Suave <1 Suave <1 Suave <3 Suave <3 Suave <5 Suave <2 Suave <2 Alteración Moderada Baja Baja Baja Baja Baja Moderada Moderada Moderada Moderada Moderada Agua Seco Seco Seco Seco Seco Seco Seco Seco Seco Seco Seco RMR 68 72 74 77 69 77 74 72 67 67 67 GSI 80 80 80 80 80 80 80 80 80 80 80

En la vertiente oriental del volcán Casitahua, fueron estudiadas cuatro estaciones geomecánicas relacionadas con macizos rocosos de la Fm. Pisque – Miembro Casitahua, caracterizados por flujos de lava de composición andesítica con textura porfirítica, medianamente diaclasados y ligeramente alterados.

En términos generales, los taludes evaluados (Figura 33), ubicados en las quebradas centro y norte, se encuentran sobre depósitos volcánicos bien compactados, compuestos por brechas clasto y matriz soportados (matriz areno limosa y clastos angulosos de andesitas) y cubiertos por capas de material limo-arenoso a areno limoso, correspondientes a cangahuas.

Las condiciones de las discontinuidades, en términos generales, son comunes para las cuatro estaciones, con persistencias medias, espaciado amplio, de rugosidad plana- rugosa, con relleno suave (<3mm), poco meteorizada a moderadamente meteorizada y condiciones de humedad nulas (Figura 33).

Una vez procesada la información, y de manera general para los cuatro taludes evaluados, el índice RMR obtenido varía entre 67 y 74 y por relación empírica el índice GSI es 80 (Tabla 3); estos resultados indican que el macizo rocoso es de tipo II, es decir de calidad buena además que las propiedades de resistencia al corte del macizo rocoso, cohesión y ángulo de fricción interna, oscilarían entre 3 - 4 kg/cm² y 35 - 45 grados respectivamente.

El análisis cinemático de las discontinuidades, considerando la dirección de la cara del talud de las estaciones dos y cuatro, 288/85 y 340/80 respectivamente y las familias de discontinuidades, además de las condiciones mecánicas del macizo rocoso (fricción = 35- 45°), no se evidencia que pueda existir inestabilidad desde el punto de vista de la mecánica de rocas; por otro lado, el análisis cinemático de las estaciones uno y tres, y de acuerdo a la dirección del talud (240/70 y 080/70) y las familias de discontinuidades, se puede identificar posibles movimientos de tipo planar y cuñas.

Una vez ploteado cuarenta datos estructurales de las estaciones geomecánicas uno y tres, la estación geomecánica uno, muestra un movimiento en cuña con dirección 329/47 definido por las dos familias de discontinuidades (143/42 - 224/73); este movimiento ocurrirá a lo largo del plano dos porque su ángulo de buzamiento es mayor al del talud (Figura 34 A); de igual manera, la estación geomecánica tres muestra un movimiento en cuña, el cual está definido por las dos discontinuidades (302/76 – 060/40) por lo tanto, el movimiento ocurrirá a lo largo de la superficie de intersección (202/54) ya que sus buzamientos son menores al buzamiento del talud (Figura 34 B)

Figura 34 Mapa de contornos y planos de la estación geomecánica I y III.

4.2.5 Sismo de Quito – 12 de agosto del 2014

El 12 de agosto del 2014 a las 14h57 se produjo un sismo de magnitud 5.1 localizado al norte de la ciudad de Quito, específicamente al Noroccidente de la Parroquia de Calderón; (Instituto Geofísico Escuela Politécnica Nacional, 2014), Informe Sísmico Especial N° 1 y 2 ), este sismo se generó bajo un mecanismo de ruptura correspondiente a una falla inversa con una dirección NNE-SSW, que pertenece al denominado Sistemas de Fallas Quito, específicamente en el segmento ubicado entre las parroquias de Pomasqui, Calderón y San Antonio de Pichincha. Según el monitoreo y control realizado se registraron alrededor de 70 réplicas (Figura 35), siendo de 4.1 y 4.7 las más grandes.

Figura 35 Localización del sismo del 12 de agosto del 2014 y sus réplicas Fuente. Instituto Geofísico Escuela Politécnica Nacional IG-EPN

El registro de aceleración continua, reportado por la Red Acelerométrica permanente de Quito (RENAC – QUITO), indica que el valor pico de aceleración a nivel de suelo en la ciudad de Quito varía entre 18 y 48 Gales (cm/s2).

Teniendo en cuenta que el área de estudio está ubicada a 9 kilómetros del epicentro del sismo principal y de acuerdo con el registro de intensidades en las localidades de Pomasqui y San Antonio de Pichincha, el cual varía entre cinco y seis respectivamente; el valor de la constante sísmica utilizado es de Kh=0.29, que equivale al 60% del PGA registrado en la estación PRAM, la más cercana al área de estudio (13 kilómetros, respecto al epicentro).

Tabla 6 Peak Ground Aceleration (PGA) de las estaciones permanentes del norte de Quito. (Instituto Geofísico Escuela Politécnica Nacional IG-EPN - 2014)

Estación PGA (Gal) Distancia (Km) Latitud Longitud

PRAM 48 13 -0.14494 -78.494700 FENY 38 12 -0.14700 -78.481480 24MA 18 15 -0.17696 -78.473700 IESS 31 16 -0.17558 -78.490900 IRDE 20 17 -0.19741 -78.480800 CIRC 41 17 -0.19629 -78.487510 CMEA 31 17 -0.19616 -78.489500 AEPN 21 19 -0.21188 -78.491490

5 INTERPRETACIÓN Y DISCUSIÓN

5.1 Análisis Multitemporal

La delimitación de las quebradas utilizando los formatos de imagen satelital y raster (en función de los valores de las celdas y el mapa de sombras), indica que los valores obtenidos con el raster están por debajo de los definidos con las imágenes satelitales, además que dicha diferencia oscila de manera general en valores menores a una hectárea como lo muestra la Tabla (11).

Tabla 7 Área de las quebradas en hectáreas, determinadas con imágenes satelitales y MDT, año 2015. 2015 Qb.1 Qb.2 Qb.3 Qb.4 Qb.5 Qb.6 Qb.7 Qb.8 Imagen Satelital 3.47 6.78 3.54 3.27 3.63 2.98 3.97 3.42 Raster (pixel) 2.79 5.94 2.10 2.37 2.41 2.19 3.01 3.01

La delimitación en el raster se dificulta, ya que considerando que esta debería realizarse en función de las celdas con valores de variación igual a cero (no existe modificación), color blanco en la Figura 36 B, ya que la diferencia de rasters considera zonas de acumulación y deslizamientos; sin embargo, utilizando también el mapa de sombras, facilita la delimitación del área de las quebradas.

Figura 36 Variación del área de la Quebrada 1 utilizando imágenes satelitales y modelos digitales de terreno.

La figura 37 A, muestra la variación del área de los cauces definidos con imágenes satelitales y el raster, evidenciando la variación de aproximadamente una hectárea entre los dos formatos; por otro lado, a figura 37 B, muestra como los valores tienen una relación lineal (siguiendo una misma tendencia), la cual está definida por el valor del coeficiente de determinación (R²=0,98), la cual muestra un correcto ajuste de las variables al modelo de regresión lineal. El índice de correlación definido es de 0.96, lo que sugiere una correlación positiva fuerte, validando la aplicación de las dos metodologías para determinar el área de los cauces.

Figura 37 Gráfica del área de las quebradas en el año 2015 definidas con Imágenes Satelitales y MDT.

El desprendimiento del material a causa del sismo del 12 de agosto de 2014, muestra diferencias de espesores entre dos y tres metros principalmente, mientras que las acumulaciones oscilan entre dos y cuatro metros; es así que de acuerdo a la figura 38, se aprecia que los deslizamientos entre 0.1 y 2 metros ocurren en pendientes de 20° y 30°, los movimientos en masa entre 2 y 4 metros ocurren en pendientes entre 30° y 40°, y los deslizamientos mayores a cuatro metros se restringen a pendientes mayores a 40° y en la zona cratérica del volcán; por otro lado, las zonas de acumulación entre 0.1 y 2 metros fueron depositados en los flancos de las quebradas en la zona sur, y la acumulación de más de 2 metros se ubica principalmente en los cauces de las quebradas y en las desembocaduras de las mismas.

Figura 38 A) Mapa de pendientes del flanco oriental del volcán Casitahua B) Mapa de deslizamientos y zonas de acumulación a causa del sismo de agosto de 2014.

5.2 Retroanálisis

El retroanálisis de los movimientos en masa registrados en las laderas orientales del Volcán Casitahua, producto del sismo del 12 de agosto de 2014, tomó en cuenta como límite de estabilidad un factor de seguridad igual a uno, para los dos materiales superficiales de las vertientes del volcán (cangahua y lapilli) cuyos parámetros de resistencia varían en 1.6 - 1.16 Ton/m² y 28 - 38.1° respectivamente, mientras que la inclinación de las laderas oscila entre 20 – 70°. La aceleración sísmica registrada por el RENAC (48 Gal), es fundamental en la investigación, ya que permite comprender el comportamiento del sismo como factor que desencadenó los FRM, los cuales afectaron a más del 70% del área de estudio.

La diferencia entre los modelos digitales de elevación (MDT) de los años 2013 y 2015, presentó variación en el espesor de cada uno de los pixeles, constituida por pérdidas de material (deslizamientos o erosión) entre 2 y 6 metros en la cangahua y hasta cuatro metros en lapilli. Con los estudios parciales realizados y aplicando el método de talud infinito para diferentes escenarios, se muestra la variación del factor de seguridad en función de la pendiente de cada pixel.

En el resultado del mapa del factor de seguridad (Figura 39), es posible identificar que la zona norte sufrió la mayor afectación en comparación a la zona sur; esta variación está netamente asociada a las propiedades mecánicas de los materiales superficiales, caracterizados de manera general, en la zona norte por lapilli y en la zona sur por cangahua.

Figura 39 Mapa de Factor de Seguridad en el flanco oriental del Volcán Casitahua

Los movimientos en masa generados (FS≤1), en los depósitos de cangahua (zona sur), se restringen principalmente a los flancos de las quebradas; donde la pendiente es superior a 30 grados y el espesor del material deslizado supera los tres metros. Por otro lado, el desplazamiento de intercalaciones de lapilli, se desarrollaron prácticamente en toda el área (zona norte), donde la pendiente oscila entre 20 y 50 grados, con espesor promedio de material desplazado de 2 a 3 metros.

Considerando, que los factores que afectan la respuesta de los taludes durante los sismos (Abrahamson et al, 2002) son: la magnitud de la aceleración sísmica, duración del sismo, distancia al área epicentral, dimensiones del talud, tipo del material y condiciones de los materiales, y en vista que, el epicentro del evento telúrico ocurrido el 12 de agosto de

2014 se encuentra a una distancia de 8 a 9 Km de las laderas orientales del Volcán Casitahua, fue útil calibrar el resultado en función de diferentes coeficientes sísmicos, considerando un espesor promedio de 3 metros de desplazamiento, donde intervienen las propiedades mecánicas de los materiales obtenidos en el laboratorio, tanto para la cangahua (ϲ= 1.60 Ton/m², ø= 28°, γ=1.38Ton/m³) como para lapilli (ϲ= 1.16 Ton/m², ø= 38.1°, γ=1.18Ton/m³).

La variación del factor de seguridad en función de la pendiente en condiciones estáticas (Kh=0) confirma que las capas de cangahua y lapilli se muestran estables (FS > 1) sin importar la pendiente del volcán; por otro lado, para aceleraciones sísmicas con un coeficiente (Kh) de 0.15, la cangahua inicia el movimiento en pendientes mayores a 50 grados, mientras que la lapilli falla en pendientes superiores a 40 grados. Para el caso de coeficiente de aceleración (Kh) 0.29, las capas de cangahua y lapilli fallan a partir de pendientes mayores a ~33 y ~28 grados respectivamente. Finalmente, el escenario con coeficientes de aceleración muy fuertes (Kh) de 0.40, la cangahua y lapilli fallan en pendientes superiores a 25 y 20 grados respectivamente (Figura 40).

Figura 40 Factor de seguridad vs Pendientes para diferentes valores de Kh A) Cangahua y B) Lapilli

Escenario 1 (Cangahua)

Según Guerrón (2012), en el análisis de la capacidad de carga de cangahuas en la ciudad de Quito, estima valores de cohesión mínimos y máximos entre 0.98 y 6.88 Ton/m² y ángulos de fricción interna entre 4 y 28 grados respectivamente; con este antecedente, en la figura 41, se evalúa la variación del factor de seguridad en función de las pendientes, bajo condiciones estáticas (Kh=0) y utilizando coeficientes de aceleración bajos (Kh= 0.15), altos (Kh=0.29) y muy altos (Kh=0.40).

Considerando propiedades mecánicas mínimas (c=0.984 Ton/m² y ø=4°), la figura 41 A muestra como el material es inestable sin importar la pendiente ni el coeficiente de aceleración; por el contrario, considerando propiedades mecánicas máximas (c=6.88 Ton/m² y ø=28°) el material se encuentra estable y no es afectado, incluso con aceleraciones muy altas (Figura 41 B). Por otra parte, cuando la cohesión es mínima (c=0.984 Ton/m²) y el ángulo de fricción interna es alto (ø=28°), en condiciones estáticas (Kh=0) el material fallaría en pendientes mayores a 45 grados, mientras que para coeficientes de aceleración bajos (Kh=0.15) la inestabilidad iniciaría en pendientes mayores a 30 grados, en coeficientes de aceleración altos y muy altos (Kh= 0.29 y 0.40) el material pierde resistencia en pendientes mayores a 25 y 20 grados respectivamente (Figura 41 C); para el caso contrario, al considerar cohesiones máximas (c=6.889 Ton/m²) y ángulos de fricción interna mínimos (ø=4°), no se evidencia inestabilidad del material bajo ningún valor de aceleración sísmica (Figura 41 D).

Figura 41 Variación del factor de seguridad vs pendientes en cangahua A) c=0.984 Ton/m², ø=4°; B) c=6.889 Ton/m², ø=28°; C) c=0.984 Ton/m², ø=28°; D) c=6.889 Ton/m², ø=4°

Escenario 1 (Lapilli)

Según Wesley (2010) y Ariztizábal (2017), en el estudio de la obtención de propiedades mecánicas en depósitos superficiales de ceniza volcánica, estima valores de cohesión mínimos y máximos entre 0.98 y 1.96 Ton/m² y ángulos de fricción interna entre 15 y 40 grados respectivamente; con este antecedente, en la figura 42, se evalúa la variación del factor de seguridad en función de las pendientes, bajo condiciones estáticas (Kh=0) y utilizando coeficientes de aceleración bajos (Kh= 0.15), altos (Kh=0.29) y muy altos (Kh=0.40).

Considerando propiedades mecánicas mínimas (c=0.984 Ton/m² y ø=15°), la figura 42 A muestra como el material, en condiciones estáticas (Kh=0), falla a partir de pendientes mayores a 35 grados, así mismo, en valores de aceleración bajos (Kh=0.15) la inestabilidad inicia en pendientes mayores a 25 grados, mientras que en condiciones con valores de constante sísmica altos y muy altos, el material es inestable sin importar la pendiente a la que se encuentre. Por el contrario, considerando propiedades mecánicas máximas (c=1.968 Ton/m² y ø=40°) el material se encuentra estable y no es afectado, incluso para valores de aceleración muy altos (Figura 42 B). Por otra parte, cuando los valores de cohesión son mínimos (c=0.984 Ton/m²) y el ángulo de fricción interna es alto (ø=40°), en condiciones estáticas (Kh=0) el material es estable, mientras que para coeficientes de aceleración bajos (Kh=0.15) la inestabilidad iniciaría en pendientes mayores a 50 grados, y para coeficientes de aceleración altos y muy altos (Kh= 0.29 y 0.40) el material pierde resistencia en pendientes mayores a 40 y 30 grados respectivamente (Figura 42 C); para el caso contrario, al considerar cohesiones máximas (c=1.968 Ton/m²) y ángulos de fricción interna mínimos (ø=15°), se evidencia inestabilidad únicamente para constantes de aceleración sísmica muy altas (Kh=0.40) en pendientes mayores a 30 grados (Figura 42 D).

Figura 42 Variación del factor de seguridad vs pendientes en lapilli A) c=0.984 Ton/m², ø=15°; B) c=1.968 Ton/m², ø=40°; C) c=0.984 Ton/m², ø=40°; D) c=1.968 Ton/m², ø=15°

Bajo estas condiciones, el material del área de estudio (cangahua y lapilli) no alcanzan las propiedades mecánicas máximas y mínimas que generan de manera inminente escenarios de estabilidad e inestabilidad respectivamente (Figura 41, 42 A-B); por otro lado, es evidente que los movimientos en masa están condicionados principalmente por la cohesión del material, ya que cuando esta alcanza valores altos y pese a tener ángulos de fricción interna bajos, puede mantenerse estable en zonas de alta pendiente, incluso con valores de aceleración sísmicas fuertes; por el contrario, cuando la cohesión es baja e incrementa el ángulo de fricción interna, aumenta la resistencia del material en zonas

de mayor pendiente, mas no condiciona la ocurrencia o no del movimiento en masa (Figura 41, 42 C-D).

Ahora bien, asumiendo cambios naturales de los parámetros de resistencia de los materiales superficiales, expresados en la variación en ± 0.50 Ton/m² de cohesión y ± 5° en el ángulo de fricción interna, respecto a los valores obtenidos en laboratorio, para cangahua (ϲ= 1.60 Ton/m², ø= 28°) y lapilli (ϲ= 1.16 Ton/m², ø= 38.1°), además bajo las condiciones de aceleración del sismo registrado por el RENAC (Figura 43), la cangahua, en el mejor de los casos (ϲ= 1.96 Ton/m²), aumentaría su resistencia, manteniéndose estable en pendientes de hasta 40 grados, mientras que, la lapilli al aumentar su cohesión (ϲ= 1.96 Ton/m²) y tener un alto ángulo de fricción interna, se mostraría estable (FS>1). Por otro lado, para el caso contrario (propiedades mecánicas menores), de manera general, la cangahua (ϲ= 0.98 Ton/m²) estaría inestable en zonas de pendientes menores a ~ 25 grados y la lapilli (ϲ= 0.49 Ton/m²) se mostraría inestable en pendientes menores a ~ 30 grados (Figura 43 A – C). Finalmente, la variación del ángulo de fricción interna en ± 5° influye en la resistencia del material en zonas de mayor o menor pendiente, es así que, la cangahua en ángulos de fricción interna de ø= 33° y ø= 23° falla en pendientes de 40 y 30 grados respectivamente y la lapilli muestra inestabilidad en pendientes de 45 y 35 grados, cuando los ángulos de fricción interna son ø= 43° y ø= 33° correspondientemente (Figura 43 B – D).

Figura 43 Influencia de la variación de la cohesión y el ángulo de fricción interna, en el factor de seguridad para un Kh=0.29 en cangahua (A - B) y lapilli (C - D)

5.3 Discusión

Según registros históricos el noroccidente de Quito, específicamente las parroquias de Calderón, Pomasqui y San Antonio de Pichincha han sido afectadas por eventos sísmicos, de magnitudes mayores a 5 en la escala de Richter e intensidades mayores a VII, con períodos de recurrencia de ~50 años (Medina, et al., 2014), atribuidos principalmente a la falla activa de Quito (segmento Calderón-Bellavista-Catequilla). Estos fenómenos, han dado lugar a la ocurrencia de procesos de remoción en masa que a su vez desencadenaron en cierres parciales de vías, pérdidas humanas y nubes de partículas en suspensión sobre la ciudad; con estos antecedentes, el enfoque del presente trabajo de investigación consistió en realizar el retroanálisis de los deslizamientos causados por el sismo del 12 de agosto del año 2014 en el flanco oriental del volcán Casitahua (Figura 44), que de acuerdo al estudio realizado, registra una afectación de más del 70% del área de estudio, principalmente en la zona norte, relacionada con la naturaleza del material (deleznable) y sus propiedades mecánicas.

Figura 44 Nube de polvo, registrada desde el sector de San Antonio de Pichincha (El comercio, 2014)

De acuerdo con las observaciones de campo y el contraste de información topográfica adquirida antes y después del sismo de agosto del 2014, los movimientos en masa desarrollados son de tipo planares, por lo cual, se plantea el retroanálisis de los deslizamientos utilizando la ecuación de talud infinito, en condiciones pseudoestáticas;

en contraste con lo proyectado por Yamagami et al., 1997 y Silveira et al., 1997, quienes aplican el método de retroanálisis en condiciones estáticas, utilizando la ecuación de Fredlund y Bishop Modificado respectivamente, ya que evalúan deslizamientos rotacionales.

Ahora bien, la ocurrencia de los movimientos en masa ubicados en las proximidades del volcán El Reventador y registrados en el año 1987, muestran cierta similitud con los deslizamientos ocurridos en la vertiente oriental del volcán Casitahua en el año 2014, ya que los dos eventos, desencadenaron FRM por la incidencia de un movimiento telúrico (sismo del 5 de marzo de 1987 y sismo de1 12 de agosto de 2014, respectivamente). Además, desarrollaron desprendimientos superficiales entre 1.5 y 3 metros de potencia principalmente.

Los escenarios en los que se desarrollaron los deslizamientos son semejantes, ubicados relativamente cerca al epicentro, caracterizados por zonas con pendientes moderadas a fuertes (taludes > 30 grados) con relieves disectados por quebradas profundas; es así que, pese a que la magnitud del sismo de 1987 fue de 6.9 y la del sismo de 2014 fue de 5.1, en la escala de Richter, las consecuencias fueron similares, lo cual se debe a la distancia de los deslizamientos respecto al epicentro, 9 y 25 km., respectivamente.

La evaluación de los deslizamientos en la zona del volcán El reventador, realizada por Hall en 1991, considera valores promedio de las propiedades mecánicas del material superficial (c=1.37 Ton/m², ø=30°) y utiliza aceleraciones máximas horizontales (Kh) de 0.15, 0.25 y 0.35, determinando que los movimientos en masa, en el peor de los casos ocurrirían en pendientes mayores a 45 grados; para nuestro caso y utilizando coeficientes símicos Kh de 0.15, 0.29 y 0.40, y propiedades mecánicas de la cangahua (c=1.60 Ton/m², ø=28°) y lapilli (c=1.16 Ton/m², ø=38°), los deslizamientos ocurrieron en pendientes mayores a 33 grados en la cangahua y en pendientes mayores a 28 grados en la lapilli; con estos resultados, es evidente que las propiedades mecánicas del material de la zonas de El Reventador son mejores en comparación a los materiales del área del volcán Casitahua, además, que las consecuencias son similares, pese a que en el caso de estudio del sismo de 1987 consideran valores de aceleración totales y en este trabajo se utiliza el 60% del PGA, con base en la Norma Ecuatoriana de Construcción (NEC).

En vista que las propiedades mecánicas del material superficial cambian naturalmente, Hall (1991), plantea el análisis del factor de seguridad en función de las pendientes considerando escenarios donde se modifican las propiedades mecánicas del material (condiciones críticas con valores bajos y condiciones favorables con valores altos de cohesión y ángulo de fricción interna), así también, los valores de las constantes sísmicas; este análisis aplicado en el área de estudio muestra como valores altos de cohesión que pueden generar estabilidad del material, sin importar si el ángulo de fricción es alto o bajo. Por el contrario, en condiciones de cohesión bajas, el material fallaría pese a tener valores de ángulos de fricción altos.

Bajo esta premisa y en concordancia con lo planteado por Hall (1991), relacionado a los cambios naturales que puede sufrir el material, se plantea un escenario, en el cual, los valores de cohesión (ϲ= 2.55 Ton/m²) y ángulo de fricción interna (ø= 30°), sufren una variación en ± 0.50 Ton/m² y ± 5°, en cohesión y ángulo de fricción interna respectivamente y asumen también un Kh=0.35; de tal manera que, la variación en la cohesión muestra que en un caso, sin importar la pendiente, ninguno de los taludes fallarían, mientras que en el otro caso todos los taludes lo harían; por el contrario, la variación del ángulo de fricción interna muestran inestabilidad en taludes de 35 y 25 grados cuando existe incremento y disminución de ø correspondientemente. Es así que, para las condiciones del sismo de agosto del 2014 (Kh=0.29) y utilizando las propiedades mecánicas de la cangahua (ϲ= 1.60 Ton/m², ø= 28°) y de lapilli (ϲ= 1.16 Ton/m², ø= 38.1°), considerando la misma variación en cohesión y ángulo de fricción interna; es posible observar cómo el incremento de la cohesión, en ninguno de los dos casos (cangahua y lapilli) indica estabilidad del material, ya que fallan en pendientes de 40 y 50 grados y en el caso contrario en pendientes de 25 y 30grados; por otro lado, el incremento del ángulo de fricción interna sugiere movimientos en pendientes mayores a 40 grados en cangahua y en pendientes mayores a 45 grados en lapilli y por el contrario, la disminución del ángulo de fricción interna muestra que la cangahua es inestable en pendientes mayores a 30 grados y la lapilli en pendientes mayores a 35 grados. La estabilidad de la lapilli puede estar relacionada a que, el incremento de la cohesión conjuntamente con su valor alto de ángulo de fricción interna proporciona mayores condiciones de estabilidad del material.

De manera general, el retroanálisis de los deslizamientos del volcán Casitahua, muestra que la zona norte, caracterizada por material de tipo lapilli, registra mayor afectación; mientras que la zona sur, compuesta por cangahua se muestra inestable principalmente en los flancos de las quebradas; esto concuerda con el registro fotográfico publicado por el diario El Comercio el 13 agosto de 2014 (Figura 44), lo cual se justifica porque la lapilli es un material mucho más deleznable que la cangahua y es evidenciado por las propiedades mecánicas de los materiales obtenidas en laboratorio.

6 CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES

6.1 Conclusiones

 En análisis visual de las imágenes satelitales Landsat Copérnicus obtenidas de Google Earth, indica la ampliación de la superficie de las quebradas de aproximadamente 50.000 m², aumentando la densidad de drenaje en los flancos, lo que evidencia el movimiento de material producto de la pérdida de resistencia de las capas superficiales en la sección norte del volcán Casitahua, a raíz de la ocurrencia del sismo de agosto del año 2014.

 La variación del área de los cauces, definida con imágenes satelitales y el raster resultado de la diferencia de los MDT de los años 2013 y 2015, muestran una diferencia de aproximadamente una hectárea en la estimación utilizando los dos formatos; el análisis de las variables menciona una relación lineal, además el índice de correlación definido es de 0.96, lo que sugiere una correspondencia positiva fuerte; sin embargo, es evidente que la definición visual con fotografías aéreas presenta mayor margen de error al comparar con los resultados obtenidos con el formato raster.

 El miembro Casitahua de la Formación Pisque aflora en las quebradas de la sección centro – norte del Volcán Casitahua y está compuesto por brechas volcánicas y flujos de lava de textura porfirítica fina-media y avalanchas de escombros con clastos volcánicos de composición andesítica, que se caracterizan por presentar una coloración gris – rojiza y se encuentran cubriendo a los flujos de lava.

 Al sur de la ladera oriental del volcán Casitahua, el suelo se clasifica como CL (SUCS), caracterizado por cangahua limo arenosa de baja plasticidad, mientras que al centro y norte el suelo es de tipo ML, ya que el material corresponde a cangahua areno limosa de baja plasticidad y en la zona de la lapilli, las laminaciones corresponden a tobas limosas de plasticidad media.

 Las lavas de la Formación Pisque - Miembro Casitahua, están ligeramente alteradas y moderadamente fracturas y de acuerdo a la clasificación del macizo rocoso RMR de Bieniawski corresponden a rocas de tipo II, es decir, buena calidad con valores de cohesión entre 3 y 4 Kg/cm² y ángulos de fricción interna entre 35 y 45 grados. Bajo estas condiciones y de acuerdo al estudio cinemático de las diaclasas, las estaciones dos y cuatro se muestran estables, mientras que las estaciones dos y cuatro pueden tener movimientos tipo cuña.

 Considerando los valores de aceleración registrados por el RENAC durante el sismo de agosto de 2014, es decir, una constante sísmica (Kh) 0.29, las capas de cangahua (ϲ= 1.60 Ton/m², ø= 28°, γ=1.38Ton/m³) fallan en pendientes mayores a 33 grados, mientras que las capas de lapilli (ϲ= 1.16 Ton/m², ø= 38.1°, γ=1.18Ton/m³) pierden resistencia en pendientes mayores a ~28 grados.

 La afectación del área de estudio debido a la incidencia del sismo del 12 de agosto de 2014, es aproximadamente del 70%, siendo la zona norte la que presenta mayor afectación; esto se debe a las propiedades mecánicas del material superficial, caracterizado por lapilli (ϲ= 1.16 Ton/m², ø= 38.1°, γ=1.18Ton/m³), y cuyo valor de cohesión es menor respecto al de la cangahua, haciéndolo menos resistente.

 Los movimientos en masa están condicionados principalmente por la cohesión del material, ya que cuando esta alcanza valores altos y pese a tener ángulos de fricción interna bajos, puede mantenerse estable en zonas de alta pendiente, incluso con valores de aceleración sísmicas fuertes; por el contrario, cuando la cohesión es baja y el ángulo de fricción interna es alto, se genera un aumento en la resistencia del material en zonas de mayor pendiente.

 La ecuación de talud infinito en condiciones pseudoestáticas, muestra un correcto funcionamiento en pendientes de máximo 60 grados y a partir de este valor el comportamiento de las curvas se distorsiona.

6.2 Recomendaciones

 Comparar la variación de modelos digitales de terreno antes y después del sismo del 12 de agosto del año 2014, en imágenes satelitales radar con resolución de 10 a 50 metros (RADARSAT), utilizando la técnica de interferometría, la cual permite definir variaciones de nivel con mayor precisión. Esta información permitirá verificar si los resultados son similares a los conseguidos a partir de la información topográfica adquirida por el EPMAPS e IGM en los años 2013 y 2015 respectivamente.

 Seleccionas más puntos de muestreo en cangahua y lapilli, específicamente en las zonas de las localidades de Pomasqui y Pusuquí, donde el límite urbano está avanzando en dirección a las laderas del volcán; esto con la finalidad de aumentar la base de datos y determinar valores promedio de las propiedades mecánicas de los materiales y definir el comportamiento de los materiales frente a la incidencia de un sismo de similares características y prever futuras afectaciones.

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ANEXOS

Anexo 1 Afloramiento tipo – Formación Pisque

Anexo 2 Afloramiento tipo – Miembro Casitahua

Anexo 3Afloramiento tipo – Miembro Casitahua (Flujos de lava)

Anexo 4 Afloramiento tipo – Formación Cangahua y Formación Pululahua (Miembro Piroclastos)

Anexo 5 Descripción macroscópica de roca ígnea N° 1

Anexo 6 Descripción macroscópica de roca ígnea N° 2

Anexo 7 Descripción macroscópica de roca ígnea N° 3

Anexo 8 Descripción macroscópica roca ígnea N° 4

Anexo 9 Descripción macroscópica roca sedimentaria N° 1

Anexo 10 Descripción macroscópica roca sedimentaria N° 2

Anexo 11 Grado de plasticidad de suelos cohesivos. Tomado de American Society for Testing and Materials ASTM

Plasticidad Identificación in situ

No se puede moldear un cordón de suelo de 3 mm de diámetro No plástico independientemente del contenido de agua.

A penas se puede moldear un cordón de suelo y no se puede remodelar Baja bajo el límite plástico.

Se puede moldear un cordón de suelo fácilmente, alcanzando rápidamente el límite plástico. El cordón no puede volver a moldear tras alcanzar el Media límite plástico. La masa finalmente remodelada se desmenuza la humedad por debajo del límite plástico.

El modelado del cordón del suelo y remodelado sucesivo hasta alcanzar el límite plástico lleva un tiempo considerable. El cordón del suelo puede ser Alta remodelado en varias ocasiones tras el límite plástico. La masa finalmente remodelada tras superar el límite plástico no se desmorona.

Anexo 12 Grado de dilatancia de suelos cohesivos. Tomado de American Society for Testing and Materials ASTM

Dilatancia Criterio

El agua aparece rápidamente sobre la superficie de la muestra mientras se Rápida la sacude y desaparece rápidamente al apretarla

El agua aparece lentamente en la superficie del espécimen durante su Lenta sacudimiento y no aparece o desaparece lentamente al apretarlo

Nula No hay cambio visible en la muestra

Anexo 13 Grado de Tenacidad de suelos cohesivos. Tomado de American Society for Testing and Materials ASTM

Tenacidad Criterio

Solo se necesita ligera presión para formar rollitos cerca del límite Alta plástico. Los rollitos y los terrones son débiles y blandos

Se necesita presión mediana para formar rollitos cerca del límite plástico. Media Los rollitos y los terrones tienen mediana tenacidad

Se necesita presión moderada para formar rollitos cerca del límite plástico. Baja Los rollitos y los terrones tienen alta tenacidad

Anexo 14 Grado de resistencia en seco de suelos cohesivos. Tomado de American Society for Testing and Materials ASTM

Resistencia Criterio en seco

No podrá romperse la muestra seca al presionarla con el pulgar sobre una Muy alta superficie dura

No podrá romperse la muestra seca con la presión de los dedos, pero se Alta romperá en fragmentos al aprisionarlo con el pulgar sobre una sup. dura

La muestra seca se rompe en fragmentos o se desmorona con presión Media considerable de los dedos

La muestra seca se desmorona hasta pulverizarse con ligera presión Baja de los dedos

Nula La muestra seca se desmorona a la simple manipulación

Anexo 15 Grado de plasticidad en muestra de suelos cohesivos (Ensayo manual – visual)

Muestra Coordenadas Litología Plasticidad Imagen

780342 1 Cangahua Media 9992179

782371 2 Cangahua Media 9994207

782660 3 Cangahua Baja 9995876

782891 4 Cangahua Baja 9996238

783598 5 Cangahua Regular 9996980

782759 6 Cangahua Media-Alta 9997578

783203 Toba arcillo 7 Baja 9997614 arenosa

783035 Toba arcillo 8 Media-Alta 9999545 arenosa

Anexo 16 Grado de tenacidad en muestra de suelos cohesivos (Ensayo manual – visual)

Muestra Coordenadas Litología Dilatancia Imagen

780342 1 Cangahua Rápida-Lenta 9992179

782371 2 Cangahua Rápida-Lenta 9994207

782660 3 Cangahua Rápida 9995876

782891 4 Cangahua Rápida 9996238

783598 5 Cangahua Rápida 9996980

782759 6 Cangahua Lenta-Rápida 9997578

783203 Toba arcillo 7 Rápida 9997614 arenosa

783035 Toba arcillo 8 Lenta-Rápida 9999545 arenosa

Anexo 17 Grado de tenacidad en muestra de suelos cohesivos (Ensayo manual – visual)

Muestra Coordenadas Litología Tenacidad Imagen

780342 1 Cangahua Regular 9992179

782371 2 Cangahua Regular 9994207

782660 3 Cangahua Baja 9995876

782891 4 Cangahua Baja 9996238

783598 5 Cangahua Baja 9996980

782759 6 Cangahua Media 9997578

783203 Toba arcillo 7 Baja 9997614 arenosa

783035 Toba arcillo 8 Media 9999545 arenosa

Anexo 18 Grado de resistencia en seco en muestra de suelos cohesivos (Ensayo manual – visual)

Resistencia Muestra Coordenadas Litología Imagen en Seco

780342 1 Cangahua Media 9992179

782371 2 Cangahua Media 9994207

782660 3 Cangahua Regular 9995876

782891 4 Cangahua Regular 9996238

783598 5 Cangahua Regular 9996980

782759 6 Cangahua Baja 9997578

783203 Toba arcillo 7 Regular 9997614 arenosa

783035 Toba arcillo 8 Baja 9999545 arenosa

Anexo 19 Clasificación Geomecánica RMR. Bieniawski, 1989.

Anexo 20 Clasificación del macizo rocoso según RMR, Bieniawski, 1989

Anexo 21 Tabla de caracterización geomecánica – Estación 1

Anexo 22 Tabla de caracterización geomecánica – Estación 2

Anexo 23 Tabla de caracterización geomecánica – Estación 3

Anexo 24 Tabla de caracterización geomecánica – Estación 4

Anexo 25 Ensayo de clasificación SUCS en Cangahua

Anexo 26 Ensayo Triaxial no drenado no consolidado en Cangahua

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Anexo 27 Ensayo triaxial en muestra remoldeada de lapilli

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Anexo 28 Mapa de la variación multitemporal de las quebradas del norte del flanco oriental del Volcán Casitahua

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Anexo 29 Mapa Geológico del Flanco Oriental del Volcán Casitahua

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