TOMO 2 - Volcanismo y Magmatismo
VARIACIÓN GRANULOMÉTRICA DE LA FACIE MATRIZ DEL DEPÓSITO DE AVALANCHA DE ESCOMBROS DEL VOLCÁN PARINACOTA (18º10´S), ANDES CENTRALES Edmundo Polanco1, Jorge Clavero2, José Luis Macías3 1 Programa de Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), México D.F.
[email protected] 2 Departamento de Geología Aplicada, Servicio Nacional de Geología y Minería (SERNAGEOMIN), Santiago.
[email protected] 3 Departamento de Vulcanología, Instituto de Geofísica, UNAM, México D.F.
[email protected]
INTRODUCCIÓN El volcán Parinacota (18º10’S y 69º09’W; 6.350 m) es un estratovolcán poligenético pleistoceno activo, localizado en los Andes Centrales en el límite entre Chile y Bolivia. Tiene una forma cónica muy regular y se alza sobre una cuenca lacustre Pleistocena (Clavero, 2002; Stern, 2004; Clavero et al., 2004). La tasa de emisión de este volcán es del orden de 0,15 km3 por milenio (Clavero et al., 2004) y en su cima tiene un cráter de 500 m de diámetro y unos 100 m de profundidad, además de, un glaciar que cubre un área de unos 4 km2 (Francis y Wells, 1988; Wörner et al., 1988; Clavero et al., 2002). Hace ca. 8 ka ocurrió el colapso parcial del edificio del paleovolcán Parinacota, favorecido por la existencia de un basamento sedimentario y piroclástico de baja densidad y alta ductilidad (Clavero, 2002; Clavero et al., 2002), dando origen a un depósito de avalancha de escombros con una la morfología de cerrillos (“hummocks”) característica que se emplazó hacia el oeste del volcán. El depósito tiene un volumen de ca.6 km3, cubrió un área de 140 km2 y recorrió una distancia superior a 22 km, obteniéndose un coeficiente de fricción aparente (H/L≈0,08; Clavero et al., 2002) típico para estos depósitos (entre 0,04-0,20; Siebert, 2002). En este depósito se han reconocido dos unidades principales (Clavero, 2002; Clavero et al., 2002), la unidad inferior esta constituida principalmente por fragmentos de domos riodacíticos y domos y depósitos de flujos "
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piroclásticos de la misma composición y sedimentos glaciales, fluviales y lacustres subordinados, mientras que, la unidad superior corresponde a brechas de grano grueso con escasa matriz, donde predominan los bloques andesíticos angulares por colisión entre los distintos fragmentos y con escasas evidencias de abrasión y rotación (Clavero et al., 2002). El presente trabajo presenta los resultados de los análisis granulométricos de la facie matriz del depósito de avalancha de escombros del volcán Parinacota (DAEP) generado hace ∼8 ka. METODOLOGÍA Se seleccionaron y recolectaron entre 1,5 y 4,8 kg de muestra de la matriz del DAEP a diferentes distancias desde su fuente, tamizando las muestras por dos métodos. Las fracciones entre -5φ y 3φ (φ=-log2 d, donde d es el diámetro de la partícula) fueron tamizadas manualmente utilizando tamices estándar a intervalo de 1 phi. Mientras que, las fracciones entre 4φ y 10φ se tamizaron por vía húmeda utilizando un sedimentógrafo láser. Una vez obtenido los resultados, se normalizaron los valores (% en peso) y se elaboraron histogramas. Asimismo, mediante el software SFT16 (Wholetz y Brown, 1995) se obtuvieron algunos parámetros estadísticos (Tabla 1). TABLA 1. Selección de parámetros granulométricos de la matriz de la avalancha de escombros del volcán Parinacota. Md: mediana. σ: selección. (fórmulas de Iman, 1952 y Folk y Ward, 1957). PAP1A
PAP12
PAP15
PAP16
PAP1B
PAP8
Md
-3,05
-3,95
-1,50
-0,45
2,24
-1,10
-2,40
-1,25
-3,35
2,03
σG
2,55
1,48
2,93
σI
2,43
1,70
2,60
2,93
2,47
3,10
2,38
3,25
1,43
2,54
2,61
2,34
2,81
2,36
2,85
1,59
2,40
Grava
78
50
53
39
55
45
63
92
85
71
Arena
21
Lodo
1
50
46
60
44
51
35
8
14
27
0
1
1
1
4
2
0
1
2
Inferior
PAP12A
PAP23D
Superior
% en peso
% en peso
VARIACIONES GRANULOMÉTRICAS El depósito se caracteriza por una abundancia de fracción gruesa y varía de muy a pobremente seleccionado (σΙ de 2,85 a 1,59φ, Tabla 1) a medida que se aumenta la distancia a la fuente. La mediana y desviación estándar tienen valores entre -3,95 y -0,45φ y 1,43 y 3,25φ (Tabla 1), 532
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respectivamente, valores típicos de este tipo de depósitos (Siebert, 2002). Además, presenta un muy bajo contenido de arcillas con valores inferiores al 0,5%. Lo anterior, sumado a la ausencia de una facie de flujo de escombros señala que el colapso no se ha originado por la alteración hidrotermal del edificio volcánico como en el caso de otros volcanes (e.g. Monte Rainier: Scott et al. 1995). La unidad superior tiene valores promedio de tamaño grava y arena de 71 y 27% en peso (Tabla 1), respectivamente (clasificación de la ASTM en Voight et al, 1981) con una tendencia de incremento en el tamaño de grava a mediada que aumenta la distancia a la fuente, lo indicaría junto con la variación de la mediana que la fragmentación es primaria y no habría ocurrido durante el transporte (Glicken, 1996). Por su parte, la unidad inferior presenta cifras promedio de 55 y 44% en peso de tamaño grava y arena (Tabla 1), respectivamente. La distribución granulométrica de la unidad superior varía de bimodal, caracterítica de depósitos de avalancha de escombros (Siebert, 2002), a unimodal (Fig. 1a) a medida que aumenta la distancia al volcán con modas en -3 y 2 y -5φ, respectivamente.
FIG. 1. Histogramas granulométricos del depósito de avalancha de detritos del volcán Parinacota. a. Unidad Superior. b. Unidad Inferior. De izquierda a derecha aumenta la distancia al volcán.
Por su parte, la distribución de la granulometría de la unidad inferior varía de unimodal, trimodal y bimodal (Fig. 1b) al aumentar la distancia al volcán. CONCLUSIONES La facie matriz de la avalancha de escombros del volcán Parinacota se caracteriza por escaso contenido de material fino y por parámetros estadísticos típicos para este tipo depósitos, los cuales carecen de una variación progresiva con el aumento de la distancia del volcán. No obstante, las "
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variaciones en la distribución granulométrica pueden ser explicadas por la presencia de distintos dominios dentro de una misma unidad litológica. La fragmentación durante el transporte de las avalanchas de escombros ha sido descrita como significativa por algunos autores (eg. Ui et al., 1986), no obstante, los resultados del análisis granulométrico de las muestras indican que la fragmentación de la unidad superior es producida por dilatación y/o fracturamiento al ocurrir el colapso. AGRADECIMIENTOS E. Polanco agradece apoyo económico de la Dirección General de Estudios de Posgrado (DGEP) de la UNAM mediante beca y al Proyecto Fondecyt No.1040137 el soporte logístico y económico para las campañas de recopilación de datos. REFERENCIAS Clavero, J. 2002. Evolution of Parinacota volcano and Taapaca Volcanic Complex, central Andes of northern Chile. Unpublished PhD thesis, University of Bristol, UK, 212 p. Clavero, J.; Sparks, S.; Hupper, H.; Dade, B. 2002. Geological constraints on the emplacement mechanisms of the Parinacota debris avalanche, Central Andes of northern Chile. Bulletin of Volcanology, Vol.64, p.40-54. Clavero, J.; Sparks, S.; Polanco, E.; Pringle, M. 2004. Evolution of Parinacota volcano, Central Andes, northern Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 31, No. 2, p.317-347. Folk, R.L.; Ward, W.C. 1957. Brazos River Bar, a study in the significance of grain-size parameters. Journal of Sedimentary Petrology, Vol. 27, p.3-27. Francis, P.W.; Wells, G.L. 1988. Landat Thematic Mapper obserbations of debris avalanche deposits in the Central Andes. Bulletin of Volcanology, Vol.50, p.258-278. Glicken, H. 1996. Rockslide: Debris avalanche of May 18, 1980, Mount St. Helens volcano, Washington. U.S. Geological Survey Open-File Report 96-677, 90 p. Inman, D.L. 1952. Measures describing the size distribution of sediments. Journal of Sedimentary Petrology, Vol. 22, p.125-145. Scott, K.M.; Pringle, P.T.; Vallance, J.W. 1995. Sedimentology, behavior, and hazard of debris flows al Mount Rainier, Washington. U.S. Geological Survey Professional Paper 1567, 56 p. Siebert, L. 2002. Landslides resulting from failure of volcanoes. In: Evans SG and DeGraff JV (eds.), Catastrophic landslides: Effects, occurrence and mechanism. Geological Society of America Reviews in Engineering Geology, Vol. XV, p.209-235. Stern, C.R. 2004. Active Andean volcanism: its geologic and tectonic setting. Revista Geológica de Chile, Vol. 31, No. 2, p.161-206. Ui, T.; Kawachi, S.; Neall,V.E. 1986. Internal structural characteristics of a debris avalanche from Mount Shasta, California, U.S.A. Bulletin of Volcanology, Vol.48, p.189-194. Voight, B.; Glicken, H.; Janda, R.J.; Douglass, P.M. 1981. Catastrophic rockslide avalanche of May 18. In: Lipman PW and Mullineaux DR (eds.), The eruptions of Mount St. Helens, Washington. U.S. Geological Survey Professional Paper 1250, p.347-378. Wohletz, K.H.; Brown, W. 1995. Particulate size distributions and sequential fragmentation/transport theory, In: Intense Multiphase Interactions (T G Theofanous and M Akiyama, Eds.) Proceedings of US (NSF) Japan (JSPS) Joint Seminar, p.235-241. Santa Barbara, CA. Wörner, G.; Harmon, R.; Davidson, J.; Moorbath, S.; Turner, D.; McMillan, N.; Nye, C.; López, L. 1988. The Nevados de Payachata volcanic region (18S/69W, N. Chile). 1. Geological, geochemical and isotopic observations. Bulletin of Volcanology, Vol.50, p.287-303. 534
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