Avalanchas volcánicas mio-pleistocenas en los Andes Centrales de Chile, entre los 25º y 26º S Victor Villa*, José Antonio Naranjo Servicio Nacional de Geología y Minería, Av. Santa María 0104, Providencia, Santiago. Mail:
[email protected] Resumen: Los volcanes del Cenozoico Superior en Chile, entre los 25º y 26º S, se encuentran notablemente bien preservados debido a la extrema aridez imperante desde el Mioceno en la zona. En el área, a lo menos cinco edificios volcánicos con un tamaño relativamente mayor al promedio presentan colapsos volcánicos, en general múltiples para cada estructura y variables en sus causas. En el presente trabajo se resumen los principales datos morfométricos de los depósitos y se presentan evidencias preliminares para la interpretación de los procesos ocurridos. Mientras algunos colapsos presentan escarpes evidentes, en otros la morfología es poco clara por lo que, probablemente, no necesariamente corresponden a avalanchas volcánicas.
existencia de procesos glaciales en la zona (Naranjo et al., 2013a, b, Este congreso (b)). Por lo tanto, la distinción de aquellas formas generadas por procesos catastróficos (remociones en masa) de otras formas erosivas es clave para el entendimiento de la evolución morfológica del arco volcánico del Cenozoico Superior. En el presente trabajo se caracterizan volcanes colapsados, sus depósitos, y se identifican probables causas para tales procesos.
Colapsos volcánicos estudiados En la zona de estudio se reconocen varios edificios con depósitos de avalanchas volcánicas, entre los que destacan, de más antiguo a más joven, los volcanes Chaco, Bolsón, De la Pena, Agua Amarga y el complejo volcánico Gemelos o Dos Puntas. Los parámetros morfométricos determinados para cada avalancha son principalmente caída vertical (Δh), área, volumen y espesor promedio del depósito (Aa, Va y E, respectivamente), distancia recorrida (L), y velocidad de emplazamiento (v), esta última calculada según la metodología propuesta por Francis y Baker (1977).
Palabras Claves: Andes Centrales, Volcanismo Cenozoico Superior, Avalanchas Volcánicas
Introducción Los Andes Centrales chilenos, entre los 25º y 26ºS, comprenden numerosas estructuras volcánicas desarrolladas en las distintas etapas de la evolución del arco volcánico del Cenozoico Superior. En la zona de estudio, se reconocen al menos 220 centros de emisión, agrupados sobre la base de antecedentes estratigráficos, geocronológicos y morfológicos, en 15 unidades de volcanes distribuidas entre el Mioceno Inferior y el Holoceno (Naranjo et al., 2013a, b).
Volcán Chaco El volcán Chaco (25º27,52’ S, 69º0,74’ O) es un estratovolcán compuesto ubicado en la parte occidental del área de estudio, de 15-17 Ma (Naranjo y Cornejo, 1989), que actualmente alcanza 849 m sobre su base y una altitud de 5.145 m s.n.m. Se construye sobre ignimbritas del Mioceno Inferior y presenta un núcleo fuertemente alterado, descubierto por distintos procesos. Naranjo y Cornejo (1989) describen tres avalanchas volcánicas y sus correspondientes calderas de colapso, abiertas hacia el sureste, el noroeste, y el suroeste, de más vieja a más joven. Recientemente, Naranjo et al. (Este congreso (b)), a partir del estudio de imágenes satelitales y un reestudio de facies en terreno, han determinado que sólo la avalancha suroccidental habría ocurrido (Fig. 2a), pues uno de los escarpes interpretado previamente como de colapso correspondería a un escarpe glacial, y el depósito clástico ubicado al SO del volcán, previamente interpretado como de avalancha, correspondería a un depósito piroclástico de bloques y cenizas (Naranjo et al., 2013b; Este congreso (b)).
Naranjo et al. (Este congreso (a)) reconocen dos familias principales de estructuras, en general compresivas, con orientación principal NE-SW y N-S. La primera familia se reconoce en la Cordillera de Domeyko, al sur del Salar de Pedernales, donde estructuras oligo-miocenas presentan una orientación NNE-SSW y se prolongan al NE a través de la falla Pedernales-Arizaro. Esta estructura se extiende por más de 200 km hacia el NE y, según esos autores, tendría relación con el desarrollo de calderas miocenas generadoras de ignimbritas. En tanto, la segunda familia de estructuras se reconoce dentro del arco volcánico, donde exhiben principalmente una orientación N-S y son de edad mio-pleistocena. La extrema aridez imperante desde el Mioceno en la zona de estudio ha permitido la preservación de la morfología de la mayoría de las estructuras volcánicas. De esta manera, los procesos catastróficos parecen constituir el principal mecanismo de erosión en la zona, principalmente a través de avalanchas volcánicas (Naranjo y Cornejo, 1989). Sin embargo, recientes estudios indican la probable
En el presente estudio, a partir de nuevas mediciones realizadas en imágenes satelitales y modelos de elevación
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digital, para la avalancha volcánica se obtiene una razón de H/L de 0,08, un volumen de 2,51 km3, y una velocidad de descenso de 388 km/h. Anteriormente, Naranjo y Cornejo (1989) determinaron valores similares (H/L=0,07, volumen=2,45 km3, velocidad=360 km/h).
cordones transversales, levées laterales y taludes frontales. En la parte media del segundo depósito (2a) se reconocen hummocks. El depósito oriental (4) cubre una colada de 5,8 Ma, y es cubierto por una lava de 5,2 Ma. Complejo Volcánico Gemelos o Dos Puntas
Volcán Bolsón Este complejo volcánico tiene una edad de 2,0 a 2,7 Ma (Naranjo y Cornejo, 1992; Clavero et al, 1998), y se construye sobre ignimbritas pliocenas, en el Llano Placetas, parte sureste del área de estudio (26º1,82’ S, 68º29’ O). Alcanza una altura de 778 m sobre su base y, como su nombre lo indica, consiste en dos conos asociados a tres depósitos clásticos cuyo origen es el colapso de la estructura (Fig. 2e). Los depósitos cubren un área desde 3 a 17,24 km2, con un espesor promedio de 20 a 30 m y volúmenes entre 0,06 y 0,34 km3. Exhiben levées laterales y taludes frontales. Los valores de H/L varían entre 0,13 y 0,23. La presencia de un domo andesítico en la parte norte de la estructura, sobre uno de los probables escarpes de colapso, indica la posible reconstrucción del complejo tras los sucesivos colapsos y su colapso pudo generar el depósito (3).
El volcán Bolsón (25º47,32’ S, 69º5,73’ O) se emplaza en la parte suroccidental del área estudiada, en el frente occidental del arco volcánico. Este edificio posee una base de 18,6 Ma, remanente de un edificio antiguo, colapsado hacia el oeste. Sobre esta base, se construye un edificio de 13,7 Ma (Cornejo y Mpodozis, 1996) en el que se observa un escarpe de colapso de 3,15 km de ancho por 2 km de largo, abierto hacia el oeste (Fig. 2b). Este último colapso se asocia a un depósito de avalancha volcánica datado en 13,6 Ma (Cornejo y Mpodozis, opcit). La extensión de la avalancha alcanza 9,67 km de largo y posee una razón H/L de 0,12. Cubre un área de casi 33 km2, y alcanza un volumen de 1,47 km3. El colapso descubre, en el centro del edificio volcánico, un núcleo compuesto por un pórfido datado en 26 Ma (Cornejo y Mpodozis, opcit). Volcán de la Pena
Origen de las avalanchas volcánicas
El Volcán de la Pena (25º4,37’ S, 68º42,72’ O) es un volcán compuesto de ~11 Ma emplazado sobre ignimbritas miocenas (Fig. 2c). En general, los depósitos de avalancha volcánica conservan solo algunos cordones transversales en el centro, y destacan los levées de la avalancha hacia el noreste y posibles bloques de tipo toreva en el sector proximal de este depósito. Sus volúmenes varían entre 0,5 y 2,31 km3, y la velocidad de emplazamiento del depósito (3) se estima en 361 km/h. Los escarpes de colapso han sido obliterados tanto por la acción de escarpes más recientes, así como por acción glacial (Naranjo et al., 2013b).
Algunos colapsos muestran escarpes evidentes (Chaco, Bolsón, Agua Amarga), mientras que otros escarpes no lo son tanto. Por lo anterior, no se descarta que algunos casos estudiados no correspondan a colapsos de un sector del edificio, sino más bien a otros procesos. En ese sentido, las avalanchas en la zona presentan un amplio rango de movilidad (H/L) tanto en general como por cada uno de los volcanes colapsados. Destacan en particular los altos valores de movilidad de los depósitos de colapso de los complejos Agua Amarga (3) y Gemelos o Dos Puntas (3), cuyos valores superan notablemente el promedio de los volcanes estudiados, así como de volcanes del mundo (Fig. 1). En ambos casos, la distancia recorrida por los depósitos es restringida, se preservan notablemente morfologías superficiales como levées laterales y taludes frontales, y parecen provenir desde domos identificados satelitalmente. En particular, en el caso del Complejo Volcánico Gemelos o Dos Puntas, en el depósito se reconocen abundantes bloques juveniles y de un pórfidos andesítico que constituye un domo post-avalancha (1), por lo que es probable que estos depósitos (Agua amarga (3) y Gemelos o dos Puntas (3)) correspondan a depósitos de flujos piroclásticos de bloques y cenizas.
Volcán Agua Amarga El volcán Agua Amarga (25º37,86’ S, 68º48,17’ O) es un complejo volcánico de 7,6 a 5,2 Ma, cuyo flanco oriental se encuentra 900 m más alto que su flanco occidental. Esta diferencia entre ambos flancos habría favorecido colapsos sucesivos del edificio hacia el oeste y posteriores reconstrucciones. En esa dirección se observan 3 depósitos de clásticos asociados a colapsos del volcán (1, 2a, 2b y 3; Fig. 2d), con largos desde 7,5 hasta más de 14 km y valores de H/L de 0,1 hasta 0,28. Hacia el noreste, en tanto, se reconoce un depósito de avalancha (4, Fig. 2d), encauzado por una quebrada, que llega hasta el salar de Agua Amarga. Los volúmenes de estos depósitos se han estimado entre 0,1 y 1,68 km3, y sus velocidades de emplazamiento entre 266 y 271 km/h. Los escarpes de colapso han sido parcialmente obliterados por nuevos escarpes, principalmente hacia el este, sin depósitos asociados. En los depósitos, se reconocen principalmente
La edad del colapso del volcán Bolsón coincide con la edad de formación de la caldera freática Juan de la Vega y de la falla Pedernales-Arizaro (Naranjo et al., 2013a, b, Este congreso (b)). El volcán Cerro de la Pena, de ~11 Ma, también habría colapsado por causas tectónicas,
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promedio, y los ubica dentro de los más grandes de la zona, lo que pudo constituir un factor preponderante de inestabilidad. La existencia o ausencia de domos posteriores a los colapsos es la principal evidencia que se puede obtener de manera remota de un origen magmático en avalanchas volcánicas. Se observa de manera preliminar que los procesos que desencadenan los colapsos son de carácter mixto, indicando la posible latencia de cámaras magmáticas y estructuras durante un tiempo lo suficientemente largo como para generar el crecimiento y colapso de los edificios.
Agradecimientos Fig. 1. Gráfico de Caída Vertical (ΔH) versus Distancia Recorrida (L). Área azul representa casos de volcanes en el mundo (datos de Siebert et al., 1987).
Los datos del presente trabajo se obtuvieron durante el desarrollo de la cartografía geológica de las áreas Salar de Aguilar y Portezuelo del León Muerto (Naranjo et al., 2013a) y Salar de Pajonales y Cerro Moño (Naranjo et al.¸ 2013b).
probablemente relacionadas a la intensa deformación que afectó a las ignimbritas miocenas y Gravas de Atacama ubicadas al oeste del volcán. Los volcanes Chaco y de Agua Amarga poseen, por su parte, colapsos atribuibles a un origen mixto, magmático y tectónico. En el caso del Complejo Volcánico Agua Amarga, el crecimiento sobre la traza de la falla Pedernales-Arizaro y la presencia de fallas cercanas, aparentemente contemporáneas, habría favorecido la inestabilidad permanente del edificio, por lo que nuevos pulsos magmáticos poco profundos pudieron desencadenar los colapsos y la posterior reconstrucción del edificio. El volcán Gemelos es el único edificio volcánico que presenta colapsos múltiples debido a magmatismo. En dos de los depósitos de avalancha asociados a este complejo se reconocieron clastos juveniles de tipo PJB. Este complejo volcánico es además uno de los más jóvenes de la parte sur del área estudiada (2,5 Ma, Clavero et al., 1998) y se encuentra aislado en una zona deprimida, rodeada por volcanes más antiguos.
Referencias Cornejo, P., Mpodozis, C., Rivera, O., Matthews, S. (2009). Carta Exploradora, Regiones de Antofagasta y Atacama. Santiago.: Servicio Nacional de Geología y Minería. Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica 119: 99 p. 1 mapa escala 1:100.000. Francis, P., Baker, M. 1977. Mobility of pyroclastic flows. Nature 270, No 5633: 164-165. Naranjo, J. A., Cornejo, P. (1989). Avalanchas múltiples del volcán Chaco en el norte de Chile: un mecanismo de degradación de volcanes compuestos miocenos. Revista Geológica de Chile, v. 16, Nº1. , 61-72. Naranjo, J.A., Villa, V., Venegas, C. 2013a. Geología de las áreas Salar de Aguilar y Portezuelo del León Muerto, Región de Atacama. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica, Nos. 151-152, 1 mapa escala 1:100.000. Santiago. Naranjo, J.A., Villa, V., Venegas, C. 2013b. Geología de las áreas Salar de Pajonales y Cerro Moño, regiones de Antofagasta y Atacama. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica, Nos. 153-154, 1 mapa escala 1:100.000. Santiago. Naranjo, J.A., Villa, V., Ramírez, C.A., Perez de Arce, C. Este congreso (a). Oligo-Holocene evolution of the southern part of the Central Andes: volcanism and tectonic. 4 p. Naranjo, J.A., Villa, V., Ramírez, C.A. Este congreso (b). New insights about the collapsed Lower Miocene Chaco volcano, southern Central Andes, Chile. 3 p. Siebert, L., Glicken, H., Ui, T. 1987. Volcanic hazards from Bezymianny- and Bandai-type eruptions. Bulletin of Volcanology 49: 435-459. Villa, V. 2013. Morfología de estructuras volcánicas cenozoicas de los Andes Centrales entre los 25° y 26° S, Chile. Memoria de Título (Inédito), Universidad de Chile: 89 p. Villa, V., Naranjo, J.A. Este congreso. Morfometría de edificios volcánicos del Cenozóico Superior entre los 25º y 26º S, Chile. 4 p.
El volumen de los depósitos de avalancha en la zona no supera los 2,5 km3. Los más grandes (Chaco, Cerro de la Pena 1, Agua Amarga 1) tienen causas distintas. No son los depósitos con mayor distancia de transporte ni con mayor movilidad (H/L), aunque coinciden en que los edificios volcánicos a partir del cual fueron generados son considerablemente mayores al promedio de edificios en la zona, donde no se observan depósitos de avalancha asociados a edificios menores a 5 km3 (Villa, 2013; Villa y Naranjo, Este congreso). Por lo tanto, el tamaño de los edificios puede constituir un factor de inestabilidad de las estructuras volcánicas en el área de estudio.
Conclusiones En general, los colapsos volcánicos son múltiples para cada edificio y variables en sus causas desencadenantes. El volumen de los edificios colapsados es superior al
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Fig. 2. Imágenes satelitales de volcanes estudiados. a) Imagen satelital de volcán Chaco. En blanco se encierran depósitos de avalancha. En Rojo, restos de anfiteatro de avalancha. b) Imagen satelital de Volcán Bolsón. Línea blanca encierra depósito de avalancha. Línea roja indica anfiteatro originado por el colapso del volcán. c) Imagen satelital de Volcán de la Pena. Líneas blancas encierran depósitos de avalancha. Líneas de color indican anfiteatros (rojo: da origen a 1 y/o 2; azul, da origen a 3; verde, anfiteatro menor posiblemente de origen glacial). Números indican depósitos de avalancha citados en el texto. d) Imagen Satelital de Complejo Volcánico Agua Amarga. Líneas blancas encierran distintos depósitos de avalancha. Líneas rojas representan los escarpes asociados. Números indican depósitos de avalancha citados en texto. e) Imagen satelital de Complejo Volcánico Gemelos o Dos Puntas. Líneas blancas encierran depósitos de Avalancha. Línea roja indica anfiteatro de primer colapso. Números corresponden a depósitos citados en el texto. Se indica, además, ubicación del domo generado tras el primer colapso.
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