universidad central del ecuador … · 2.4.3 las unidades cangahua y chalupas. 14 2.4.4 cotopaxi...
TRANSCRIPT
UNIVERSIDAD CENTRAL DEL ECUADOR
FACULTAD DE INGENIERÍA EN GEOLOGÍA, MINAS, PETRÓLEOS Y AMBIENTAL
CARRERA DE INGENIERÍA EN GEOLOGÍA
CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA DEL DEPÓSITO LAHÁRICO DE 4500 AÑOS A.P. DEL VOLCÁN COTOPAXI: ZONA SUR DEL CANTÓN
RUMIÑAHUI.
Proyecto de Investigación previo a la obtención del título de Ingeniero en Geología.
Autor: Carlomagno Aguas Cobeña
Tutor: Msc. Jorge Eduardo Bustillos Arequipa
Quito, febrero 2017
ii
DEDICATORIA
A mis amados padres Blanca y Milvio, quienes me apoyaron y me apoyan en
cada decisión que tome.
iii
AGRADECIMIENTOS
A mi familia por siempre estar a mi lado apoyándome, especialmente a mi
madre por ser el pilar fundamental en mi vida, por creer siempre en mí, por sus
palabras de aliento y sabiduría...
Al Ing. Jorge Bustillos por guiarme en la elaboración de esta investigación.
Al Ing. Alex Mateus por sus consejos en todos los aspectos académicos a lo
largo de mi estancia en la Facultad de Geología.
A la Facultad de Ingeniería en Geología, Minas, Petróleos y Ambiental por
facilitarme el Laboratorio de Petrografía, así como los profesores los cuales
impartieron sus conocimientos.
iv
AUTORIZACIÓN DE AUTORÍA INTELECTUAL
Yo, CARLOMAGNO AGUAS COBEÑA, en calidad de autor del Trabajo de
Investigación: “CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA DEL DEPÓSITO
LAHÁRICO DE 4500 AÑOS A.P. DEL VOLCÁN COTOPAXI: ZONA SUR DEL
CANTÓN RUMIÑAHUI”, autorizo a la Universidad Central del Ecuador hacer
uso de todos los contenidos que me pertenecen o parte de los que contiene
esta obra, con fines estrictamente académicos o de investigación.
Los derechos que como autor me corresponden, con excepción de la presente
autorización, seguirán vigentes a mi favor, de conformidad con lo establecido
en los artículos 5, 6, 8, 19 y demás pertinentes de la Ley de Propiedad
Intelectual y su Reglamento.
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.
Quito, 16 de febrero de 2017
Carlomagno Aguas Cobeña
CI: 0923310353
Telf. +593 999934167
Email: [email protected]
v
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 TUTOR
Yo, BUSTILLOS AREQUIPA JORGE EDUARDO, en calidad de tutor del
trabajo de titulación “CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA DEL DEPÓSITO
LAHÁRICO DE 4500 AÑOS A.P. DEL VOLCÁN COTOPAXI: ZONA SUR DEL
CANTÓN RUMIÑAHUI”, elaborado por el estudiante CARLOMAGNO AGUAS
COBEÑA con CI 0923310353, de la Carrera de Ingeniería en 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 de los examinadores que se
designe, por lo que lo APRUEBO, a fin de que el trabajo investigativo sea
habilitado para continuar con el proceso de titulación determinado por la
Universidad Central del Ecuador.
En la ciudad de Quito a los 18 días del mes de enero.
------------------------------------------
Jorge Eduardo Bustillos Arequipa
Ingeniero Geólogo
C.C: 0502513658
TUTOR
vi
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 Delegado del Subdecano y los Miembros del proyecto integrador
denominado: “CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA DEL DEPÓSITO
LAHÁRICO DE 4500 AÑOS A.P. DEL VOLCÁN COTOPAXI: ZONA SUR DEL
CANTÓN RUMIÑAHUI”, preparado por el señor AGUAS COBEÑA
CARLOMAGNO, egresado de la Carrera de Ingeniería en Geología, declaran
que el presente proyecto ha sido revisado, verificado y evaluado detenida y
legalmente, por lo que lo califican como original y autentico del autor.
En la ciudad de Quito DM, a los 16 días del mes de febrero de 2017.
____________________________
Ing. Elías Ibadango
DELEGADO DEL SUBDECANO
_____________________ ______________________
Ing. Alex Mateus Ing. Liliana Troncoso
MIEMBRO MIEMBRO
vii
CONTENIDO
1. INTRODUCCIÓN 3
1.1 Antecedentes y Justificativos. 3
1.2 Estudios Previos. 4
1.3 Objetivos. 6
1.3.1 Objetivo General. 6
1.3.2 Objetivos Específicos. 6
1.4 Alcance. 6
1.5 Área de estudio. 6
2. MARCO GEOLÓGICO, AVALANCHA DE ESCOMBROS VOLCÁNICOS Y
LAHARES 8
2.1 Contexto Geodinámico 8
2.2 Arco Volcánico Ecuatoriano. 10
2.3 El Volcán Cotopaxi. 12
2.4 Historia Geológica del Volcán Cotopaxi 14
2.4.1 Fase Riolítica (Cotopaxi I). 14
2.4.2 Fase Andesítica (Cotopaxi I). 14
2.4.3 Las Unidades Cangahua y Chalupas. 14
2.4.4 Cotopaxi II-A. 15
2.4.5 Actividad Andesítica Actual (Cotopaxi II-B). 15
2.5 Avalanchas de Escombros y Lahares relacionados 16
2.5.1 Definiciones y Generalidades 16
2.5.2 Mecanismos de formación 18
2.5.3 Lahares generados por colapso de flanco en Ecuador 19
2.5.4 Comportamiento de Lahares: Procesos aguas abajo 21
2.5.5 Procesos Depositacionales 23
2.5.6 Características estratigráficas, sedimentológicas de los depósitos de
lahares 24
3. MARCO METODOLÓGICO 26
4. DEPÓSITOS DEL LAHAR DEL VOLCÁN COTOPAXI ASOCIADO AL EVENTO
DE 4.5 k.a 30
5.5 Características litológicas y petrográficas. 32
4.2. Caracterización Sedimentológica y Granulométrica. 37
4.3. Distribución espacial del depósito. 43
5. DISCUSIÓN 48
6. CONCLUSIONES 51
7. RECOMENDACIONES 53
ix
CONTENIDO DE FIGURAS
Figura 1.1. Mapa regional del Área de estudio y su red hidrográfica. 5
Figura. 2.1. Mapa topográfico (onshore) y batimétrico (offshore) de la región N de los
Andes (Bryant et al., 2006) 6
Figura 2.2. Provincias fisiográficas y distribución de volcanes continentales
ecuatorianos (Hall et al., 2008) 8
Figura 2.3. Mapa de ubicación del volcán Cotopaxi, centros volcánicos cercanos y
drenajes principales. (Hall y Mothes, 2007). 11
Figura 2.4. Volcán Cotopaxi (Hall y Mothes, 2007). 11
Figura 2.5. Sección esquemática para un depósito de avalancha de escombros: A)
una sección longitudinal desde el anfiteatro hasta la parte distal final; B) una sección
transversal de la región media; C) una sección transversal de la región distal
(Modificado de Ui et al., 2000, en Bustillos, 2008) 14
Figura 2.6. Gráfico esquemático, sin escala de la morfología de un lahar (Modificado
de Pierson, 1986) 15
Figura 2.7. Hidrogramas esquemáticas mostrando cómo inician y se comportan los
lahares con inundaciones de agua cuando se someten a una dilución aguas abajo.
Fase de inundación mostrada en A, fase de flujo de escombros esta mostrada en B;
y fase transicional están mostradas en C y D. El diagrama también ilustra el modelo
de agravamiento progresivo de la gradación inversa en C y D. (Vallance, 2000) 20
Figura 2.8. Diagrama esquemático ilustrando como la segregación inversa por
tamaño de partícula resulta en fluidos gradados longitudinalmente en (A) y
lateralmente en (B). (Vallance, 2000) 21
Figura 2.9: Representación esquemática de tipos de facies en lahares (tipo pobre en
arcilla) que se someten aguas abajo dilución y transformación para flujos
hiperconcentrados (de Scott, 1998) 22
Figura 3.1. Diagrama de comparación para forma y esfericidad de granos (Krumbein
y Sloss, 1969) 24
Figura 3.2. Clasificación textural, modificada de Folk (1974) 27
Figura 4.1. Mapa de afloramientos del depósito de LVC en el Cantón Rumiñahui,
Zona S. 29
Figura 4.2. Mapa de concentración de: a) Matriz y b) Clastos 31
Figura 4.3. Mapas de concentración litológico y distribución de los principales
clastos: a) Porcentaje de riolita, b) Porcentaje de dacita y c) Porcentaje de pómez 35
Figura 4.4. Columna Estratigráfica del afloramiento P5 (Figura 4.1), de base a tope:
Cangahua, paleosuelo, LVC, ceniza y suelo. En el LVC se observa clastos
angulosos a subangulosos dentro de una matriz de color beige areno-limosa,
presenta un contacto erosivo con la Cangahua. En la Litología se hace referencia a
tamaño de grano de finos (f) que corresponde a arcillas y limos, arena fina (af),
x
arena media (am), arena gruesa (ag), grava (gr) y bloque (blq). UTM: 787004E /
9957387N 36
Figura 4.5. Diagramas Triangulares para la clasificación textural (Folk, 1954; Folk &
Ward, 1957). a) Relación entre grava, arena y lodo, b) Relación entre arena, limo y
arcilla. En promedio la textural grupal en a) arena lodoso-gravosa y en b) arena
limosa. 38
Figura 4.6: (a) Histograma del % wt de cada fracción vs. diámetro de la partícula en
unidades Phi (Ф). (b) Curva Granulométrica del % de cada fracción vs. Tamaño de
grano en unidades Phi (Ф) Muestras con distribución bimodal 39
Figura 4.7: (a) Histograma del % wt de cada fracción vs. diámetro de la partícula en
unidades Phi (Ф). (b) Curva Granulométrica del % de cada fracción vs. Tamaño de
grano en unidades Phi (Ф) Muestras con distribución polimodal 40
Figura 4.8. Mapa de distribución del depósito de LVC donde se muestra el área de
emplazamiento en el Cantón Rumiñahui, Zona Sur. Líneas negras muestran las
secciones estratigráficas de las zonas (A-A´) Noroccidental, (B-B´) Central y (C-C´)
Nororiental. 42
Figura 4.9. Correlación Estratigráfica de la zona central con variación del espesor
del depósito e incrementa hacia el E (ver Figura 4.6) 43
Figura 4.10. Correlación Estratigráfica de la zona noroccidental con variación del
espesor e incremento del depósito hacia el SO (ver Figura 4.6) 44
Figura 4.11. Correlación Estratigráfica de la zona oriental. Nótese la variación del
espesor del depósito con incremento hacia el N (ver Figura 4.6) 45
Figura 5.1. Histograma de distribución de litología del depósito del LVC analizada en
microscopio binocular 46
xi
CONTENIDO DE FOTOGRAFÍAS
Fotografía 4.1. Relación de aspecto por medio del Método de conteo (Pointing
Count) clastos/matriz. La malla es de un 1 m2, sus lados divididos cada 10 cm, a)
Afloramiento P4 con 21% de clastos y 79% de matriz. b) Afloramiento P11 con 4%
de clastos y 96 % de matriz. 30
Fotografía 4.2. Afloramiento P4 localizado en el extremo derecho del corte de la vía
San Fernando-La Libertad, con dirección SO-NE (ver Figura 4.1), las líneas en rojo
muestra el depósito del LVC que subyace a una capa de ceniza y una capa de
suelo, y sobreyace a la Fm. Cangahua. En el depósito del LVC se observas clastos
angulares a subangulares de tamaño métrico, dentro de una matriz areno-limosa de
color beige. (UTM-WGS84: 787004E / 9957387N) 32
Fotografía 4.3. Afloramiento P18 localizado en Rumipamba (Esc. Franks
Guarzagua), con dirección NO-SE, las líneas en rojo muestra el depósito del LVC
que sobreyace a la Fm. Cangahua y subyace a una capa de suelo. En el depósito
del LVC se observas clastos angulares a subangulares, dentro de una matriz areno-
limosa de color beige. UTM-WGS84: 787328E / 9952296N 33
Fotografía 4.4. Clastos y material juvenil presente en los depósitos del LVC donde a)
riolitas, b) dacitas, c) pómez, d) obsidiana, e) brecha. 34
Fotografía 4.5. Afloramiento P31 (ver Figura 4.1) localizado en la Vía a Pintag, en la
base Noroeste del Volcán Pasochoa, con dirección NE-SO, las líneas en rojo
muestra el depósito del LVC que sobreyace a la Fm. Cangahua y subyace a una
capa de ceniza y ésta a una capa de suelo. Los clastos varían de angulares a
subangulares, dentro de una matriz areno-limosa de color beige, presentan cierta
orientación hacia el NE, además se observan dos grandes bloques de ~1m de
diámetro afectados por cataclasis. UTM-WGS84: 779186E / 9958522N 37
xii
CONTENIDO DE TABLAS
Tabla 3.1
Escala de tamaño de Udden (1898) y Wentwoth (1922). 25
Tabla 3.2
Fórmulas estadísticas de Folk y Ward usadas en el cálculo de parámetros de
tamaño de grano. 26
Tabla 4.1
Relación clastos / matriz de las muestras 31
Tabla 4.2
Litología de las muestras del LVC 34
Tabla 4.3
Distribución de tamaño de grano en peso 37
Tabla 4.4:
Parámetros estadísticos según Folk y Ward (1957) representados en unidades Phi
(Ф) de las muestras del LVC recolectadas en campo. 41
1
TEMA: “Caracterización geológica del depósito lahárico de 4500 años A.P. del volcán Cotopaxi: zona sur del cantón Rumiñahui”
Autor: Carlomagno Aguas Cobeña Tutor: Jorge Eduardo Bustillos Arequipa
RESUMEN
La zona Sur del cantón Rumiñahui está limitada al O y E por los ríos San Pedro y Pita,
drenajes por los cuales fluyó el Lahar del Valle de los Chillos (LVC) cubriendo
totalmente dicho sector. El LVC fue generado por colapso del flanco NNE del volcán
Cotopaxi y consiguiente avalancha de escombros hace ~4500 años A.P. Si bien los
lahares generados por colapsos de flanco en el Cotopaxi son eventos muy poco
frecuentes, no se descarta el hecho de que un suceso similar pueda volver a ocurrir.
En el presente estudio se realizó la cartografía y caracterización geológica del depósito
del LVC y se determinó la área de influencia en el cantón Rumiñahui de la Zona Sur
mediante el análisis y evaluación de las características geológicas, sedimentológicas y
estratigráficas de los depósitos. El lahar se reconoce en campo por sus características
particulares como la textura, morfología, disposición y composición litológica
(principalmente clastos de riolita 33%, dacita 30% y pómez 24% del total de la
muestra). Los depósitos son matriz soportado, sin gradación ni estructuras internas y
muy pobremente sorteados, al presentar 85% de matriz tipo arena limosa de color
beige y 15% de clastos heterolitológicos, y generalmente subyacidos por Cangahua.
Los clastos varían de 7-20 cm de diámetro, sin embargo se encontraron bloques hasta
1,2 m con fracturas en rompecabezas denominadas Jigsaw Cracks ratificando su
origen de avalancha de escombros. Mediante el análisis de distribución de tamaño de
grano se obtuvo que el 62% de arenas dominan el contenido de los depósitos, 25% de
gravas y 13% de partículas finas entre limos y arcillas razón por la cual la textura
predominante es areno-lodo-gravosa. Asimismo con el análisis sedimentométrico se
determinó principalmente que el depósito es bimodal-polimodal, con tendencia hacia
las partículas de arenas gruesas y medias. El LVC cubre un área de 35Km2 con un
espesor promedio de ~1,5 m y tiene un volumen estimado de 52,5Km3.
PALABRAS CLAVE: VOLCÁN COTOPAXI / COLAPSO DE FLANCO / AVALANCHA
DE ESCOMBROS / LAHAR DEL VALLE DE LOS CHILLOS / SEDIMENTOMÉTRICO
2
TITLE: “Geological characterization of the laharic deposit of 4500 years B.P. of the Cotopaxi volcano: southern area of the Rumiñahui”
Author: Carlomagno Aguas Cobeña Tutor: Jorge Eduardo Bustillos Arequipa
ABSTRACT
The southern zone of the Rumiñahui canton is limited to the W and E by the rivers San
Pedro and Pita, drainage through which the Chillos Valley Lahar (LVC) flowed
completely covering this sector. The LVC was generated by collapse of the NNE flank
of the Cotopaxi volcano and consequent debris avalanche ~ 4500 years ago. Although
the lahars generated by flank collapses in the Cotopaxi are very rare events, it is not
ruled out that a similar event can happen again. In the present study the mapping and
geological characterization of the LVC deposit was carried out and the area of
influence in the Rumiñahui Canton of the Southern Zone was determined by the
analysis and evaluation of the geological, sedimentological and stratigraphic
characteristics of the deposits. The lahar is recognized in the field because of its
particular characteristics such as texture, morphology, arrangement and lithologic
composition (mainly clasts of rhyolite 33%, dacite 30% and pumice 24% of the total
sample). The deposits are matrix supported, without gradation or internal structures
and very poorly sorted, presenting 85% the sand-silt matrix of beige color and 15% of
heterolithic clasts, and generally underlies by Cangahua. The clasts varied from 7-20
cm in diameter, however blocks were found up to 1,2m with fractures in jigsaws called
¨Jigsaw Cracks ratifying their origin of debris avalanche. The analysis of grain size
distribution showed that 62% of sands dominate the deposit content, 25% of gravel and
13% of fine particles between silt and clays, for which the predominant texture is
gravelly-muddy-sand. Also with the sedimentometric analysis was determined mainly
that the deposit is bimodal-polimodal, with tendency toward the particles of sands thick
and medium. The LVC covers an area of 35Km2 with an average thickness of ~1.5m
and has an estimated volume of 0,053km3.
KEYWORDS: COTOPAXI VOLCANO / COLLAPSE OF FLANK / DEBRIS AVALANCHE /
CHILLOS VALLEY LAHAR / SEDIMENTOMETRIC
I CERTIFY that the above and foregoing is a true and correct translation of the original
document in Spanish.
………………………………………..
Jorge Eduardo Bustillos Arequipa
Certified Translator
ID: 0502513658
3
1. INTRODUCCIÓN
1.1 Antecedentes y Justificativos.
Las erupciones volcánicas ocurridas en el volcán Bandai en Japón (1888),
volcán Bezimianny en Rusia (1956) y el Mount St. Helens en Estados Unidos (1980),
exponen la fragilidad estructural de los edificios volcánicos a lo largo de su evolución
geológica. La avalancha de escombros ocasionada por el colapso sectorial y
consiguiente formación de un lahar, probablemente implica unos de los fenómenos
menos periódicos pero más destructivos y peligrosos, ocasionados por un volcán;
tanto por su volumen, área de afectación, velocidad de flujo, mecanismos de
emplazamiento, entre otros.
Si bien el colapso de un edificio volcánico puede generarse con o sin actividad
volcánica (Siebert, 1984; Belousov et al., 1999), en la historia evolutiva de un estrato
volcán, las avalanchas de escombros son comunes y están asociadas a fenómenos
destructivos como flujos piroclásticos, “blast” y formación de lahares. En el caso del
Cotopaxi, las avalanchas y lahares asociados, se generaron por deformación interna
debido a intrusiones, explosiones fuertes (magmáticas, freáticas o freatomagmáticas)
causando la fusión del casquete glacial, entre otros (Hall y Mothes, 2007).
En cuanto al Cotopaxi, Mothes y Hall (1998) mencionan que hace ~4500 A.P.
el LVC se generó por un flujo de ceniza riolítico que siguió a un pequeño colapso
sectorial del flanco NNE del Cotopaxi, lo cual fundió parte del casquete glacial del
volcán y transformó rápidamente el flujo de escombros a un lahar de grandes
proporciones (viajó 326 km, área de 440 km2, espesor promedio de 2 m y volumen
~3.8 km3), reconocido como el flujo de escombros Holocénico (0,01 M.a. hasta el
presente) más grande en extensión y volumen en el Norte de los Andes.
4
El presente estudio se realiza la evaluación de las características geológicas y
sedimentológicas con el fin de sustentar e incrementar la información existente. A
pesar de que los colapsos de flanco no son comunes en dicho volcán, no se puede
descartar la ocurrencia de un mismo evento donde los resultados serían catastróficos.
Principalmente, este estudio aportará al conocimiento geológico del LVC en la
zona de estudio, para que los organismos encargados hagan uso de la información y
desarrollen programas o planes de prevención, así como determinar acciones
necesarias para enfrentar exitosamente un eventual caso de emergencia. La historia
de un volcán es la mejor guía para entender su comportamiento futuro.
1.2 Estudios Previos.
Barberi, F., Coltelli, M., Frullani, A., Rosi, M., Almeida, E., (1995).
Chronology and dispersal characteristics of recently (last 5000 years) erupted
tephra of Cotopaxi (Ecuador): implications for long- term eruptive forecasting.
Discuten sobre la actividad histórica volcánica del Cotopaxi, además de sus
características y frecuencia. La actividad volcánica del Cotopaxi inició con erupciones
explosivas de gran volumen, que generaron un cono simétrico, el mismo que colapsó
por un evento de falla de la pendiente generando una avalancha de escombros que
fluyó por el cauce del río Pita en el flanco NNE. Estudios de estratigrafía de tefra y de
carbono 14 en paleosuelos se usaron para determinar la edad de este evento (~5000
años A.P.).
Mothes, P., Hall, M., (1998). The enormous Chillos Valley Lahar: An ash-
flow-generated debris flow from Cotopaxi Volcano, Ecuador. Analizaron y
caracterizaron uno de los más grandes flujos de escombros del Holoceno (10000
años) reconocido en los Andes del Norte, el cual alcanzó el Océano Pacifico hacia el O
y la cuenca del Amazonas hacia el E. En el Valle de los Chillos determinaron
espesores de 80 - 160m. El evento se generó aproximadamente hace 4500 años A.P.
por el colapso del sector NNE del edificio volcánico. Entre sus características
principales se destaca la presencia de materiales juveniles, incluyendo ceniza vítrea,
obsidiana, cristales y pómez, lo que comprende el 80-90 % del depósito, mientras que
líticos andesíticos, dacíticos y riolíticos entre el 20-10%, con matriz muy fina-fina.
5
Hall, M. L., Robin, C., Beate, B., Mothes, P., & Monzier, M. (1999).
Tungurahua Volcano, Ecuador: structure, eruptive history and hazards. Journal
of Volcanology and Geothermal Research, 91(1), 1-21. Discuten sobre la estructura,
historia eruptiva y peligros del volcán Tungurahua, el cual está compuesto por 3
edificios volcánicos: Tungurahua I, II y III. Aunque es poco frecuente un colapso de
sector y lahares asociados no se descarta la ocurrencia de este tipo de evento. El
Tungurahua I experimentó al menos un colapso de flanco por extrusión de lava. El
Tungurahua II fue parcialmente destruido por el último evento de colapso de ~3000
años, generando un gran lahar seguido de extrusión de lava dacítica. En el
Tungurahua III se reconocen 2 períodos de actividad eruptiva de 2300 a 1400 años
A.P., la composición magmática no evolucionó significativamente de andesita
basáltica. Durante los últimos 1300 años, los episodios eruptivos tienen lugar
aproximadamente una vez por siglo
Hall, M.,Mothes, P., (2007). The rhyolitic–andesitic eruptive history of
Cotopaxi volcano, Ecuador. Explican la historia eruptiva bimodal del Volcán Cotopaxi
(andesítico y riolítico), por medio de estudios sedimentarios y relaciones geológicas de
campo, junto con la naturaleza mineralógica y química de sus productos eruptivos.
Detallan además que este volcán inicia su actividad volcánica con eventos riolíticos,
seguido después por actividad andesítica. Posterior a estos eventos el Cotopaxi
descansa aproximadamente 400 mil años, reactivándose con 7 episodios eruptivos
riolíticos, los cuales produjeron caída de tefra a nivel regional y principalmente el
colapso de un sector del cono produciendo un gran flujo de escombros que
posteriormente se transformaría en un lahar de proporciones catastróficas.
Bernard, B., de Vries, B. V. W., Barba, D., Leyrit, H., Robin, C., Alcaraz, S.,
& Samaniego, P. (2008). The Chimborazo sector collapse and debris avalanche:
deposit characteristics as evidence of emplacement mechanisms. Journal of
Volcanology and Geothermal Research, 176(1), 36-43. Analizaron que el volcán
Chimborazo experimentó un gran colapso de sector y avalancha de escombros del
edificio inicial CH-I. El DAE alcanzó un volumen >11 km3 y se distinguen dos facies
principales: de bloques y mezclas. La facies de bloques proviene en su mayoría de la
lava del edificio volcánico mientras que la facies de mezcla se formó de roca brechada
del edificio con el sustrato. El DAE tiene crestas superficiales claras y hummocks y
también estructuras internas tales como grietas del rompecabezas, inyecciones. Las
estructuras tales como sedimentos deformados a lo largo del contacto base, indican
una cizalladura basal alta. Basado en la facies y en la interpretación estructural,
6
proponen un modelo de emplazamiento de avalancha rica en lava fuertemente
cataclasada antes y / o durante el inicio del fallo. El flujo se moviliza e incorpora
sustratos significativos, mientras se desarrolla una capa basal lubricante fina.
1.3 Objetivos.
1.3.1 Objetivo General.
Cartografiar y caracterizar geológicamente el depósito laharíco generado por el
evento volcánico de ~4500 años A.P. del volcán Cotopaxi y determinar la zona de
influencia en el cantón Rumiñahui en la Zona Sur.
1.3.2 Objetivos Específicos.
- Analizar y evaluar las características geológicas, sedimentológicas,
estratigráficas del depósito lahárico de ~4500 años A.P.
- Determinar la distribución espacial y el volumen aproximado del depósito
lahárico en la zona de estudio.
- Elaborar la cartográfica geológica del depósito laharíco de ~4500 años A.P.
dentro del antón Rumiñahui a escala 1:5000.
1.4 Alcance.
Se realizó la descripción de afloramientos disponibles en la zona de estudio y
se elaboró secciones estratigráficas mediante el método tradicional, donde se obtuvo
características distintivas del depósito. Además se describió macroscópicamente las
muestras de los clastos, determinando la petrografía del depósito. También se realizó
un estudio sedimentológico mediante el método de Pointing Count y tamizado
tradicional, para clastos y matriz respectivamente; donde se interpretó el tamaño de
grano, textura y relación matriz/clastos. Se correlacionó las secciones estratigráficas lo
que permitirá determinar el área de distribución y el volumen aproximado del depósito.
Así como también se elaboró un mapa geológico a escala 1:5000 del depósito lahárico
de ~4500 años A.P. dentro de la Zona Sur del Cantón Rumiñahui.
1.5 Área de estudio.
Se encuentra localizada regionalmente en el Callejón Interandino, al Norte del volcán
Cotopaxi, localmente en la zona Sur del cantón Rumiñahui, dentro de las parroquias
Rumipamba, Cotogchoa y el sur de Sangolquí (Figura 1.1). Ademas, están presentes
7
los ríos Sambache, El Salto, Santa Clara y Pita y las quebradas: Santa Ana, El Rayo,
Suruhuaycu, San Agustín y Millipaso,
EL cantón Rumiñahui cuenta con una extensión de 134,15 Km², se encuentra
ubicado al SE de la provincia de Pichincha, limitado al N, E y O por el cantón Quito y al
S por el cantón Mejía. Ubicado en el Valle de los Chillos, rodeado por las estribaciones
de los volcanes Pasochoa y Sinchologua. Así mismo, dentro del cantón están
presentes varios ríos: San Nicolás, Capelo, Santa Clara, Tinajillas, Sambache,
Cachaco, Pita y el San Pedro.
Figura 1.1. Mapa regional del Área de estudio y su red hidrográfica
8
2. MARCO GEOLÓGICO, AVALANCHA DE ESCOMBROS
VOLCÁNICOS Y LAHARES
2.1 Contexto Geodinámico
Los Andes del Ecuador y del norte del Perú se formaron por acreciones
sucesivas de bloques (Figura 2.1) durante el Mesozoico (Mourier et al., 1998) y al
inicio del Cenozoico (Feininger y Bristow, 1980; Jaillard et al., 1995).
Figura. 2.1. Mapa topográfico (onshore) y batimétrico (offshore) de la región N de los Andes (Bryant et al.,
2006)
Según Lonsdale (2005) en el Terciario Temprano (66 M.a.), la placa oceánica
Farallón empieza a separarse y moverse independientemente en placas y
9
microplacas, producido principalmente por patrones estructurales a principios del
Mioceno (23 - 5.3 M.a.), cuando la placa Farallón se fragmenta en la placa de Cocos,
quedándose muy reducida y renombrándose como placa de Nazca e iniciando así su
separación y posterior subducción contra el margen continental.
La placa de Nazca (Figura 2.1) se subduce de manera oblicua (N80°E) bajo la
placa Sudamericana a una velocidad de 58-78mm/año (Trenkamp et al., 2002;
Manchuel et al., 2009). Gutscher et al., (1999) plantea un modelo de subducción
segmentado a lo largo de la fosa frente a la costas de Ecuador y propone un modelo
de subducción plana en la zona coincidente de subducción de la Cordillera Carnegie.
El inicio de la subducción de la cordillera submarina de Carnegie (Figura 2.1),
de 200Km de ancho (Manchuel et al., 2009), generada por el paso de la placa
oceánica de Nazca sobre el punto caliente Galápagos, con dirección aproximada E-O
(Witt et al., 2006), probablemente empezó a finales del Plioceno hace ~5 M.a.
(Lonsdale, 1978; Pedoja et al., 2006b; Pedoja et al., 2006c; Bourdon et al., 2003).
Pennington (1981) y Gutscher et al. (1999), mencionan que el arribo de la
Cordillera de Carnegie a la fosa ecuatoriana inició el movimiento del BNA (Figura 2.1)
con una tasa de 7-10mm/a (Kellogg y Vega, 1995; Kellogg y Mohriak, 2001; Trenkamp
et al., 2002), y la apertura del Golfo de Guayaquil (Deniaud et al., 1999; Dumont et al.,
2005a; Dumont et al., 2005b; Witt et al., 2006). La transferencia de deformación hacia
el continente y el movimiento del BNA parecen ser consecuencia de un incremento en
el acoplamiento en la zona de colisión de la Cordillera asísmica (Gutscher et al., 1999),
siendo esta zona considerada como el mecanismo motriz del movimiento del BNA
(Daly, 1989; Winter, 1993 en Gutscher et al., 1999).
Según Bourdon et al. (2003), el volcanismo sudamericano está dividido en
cuatro provincias, separadas una de la otra por un gap sísmico. Dichas provincias son:
Zona Norte Volcánica (NVZ) en Colombia y Ecuador, la Zona Volcánica Central (CVZ)
en Perú y chile, la Zona Volcánica Sur (SVZ) en el centro de Chile y la Zona Volcánica
Austral (AVZ) en el Sur de Chile (Thorpe, 1982; Stern et al., 1984).
10
2.2 Arco Volcánico Ecuatoriano.
Ecuador Continental está dividido en 3 provincias fisiográficas: Costa, Andes y
Oriente. Los Andes ecuatorianos tienen aproximadamente 650km de longitud y
150Km de ancho, compuesta por 2 cadenas montañosas: Cordillera Occidental y
Cordillera Oriental o Real, separadas por el valle interandino (20-30km de ancho y
300km de longuitud). Al menos 20 volcanes activos durante el Holoceno, 11 centros
volcánicos que han entrado en erupción en tiempos históricos y 4 de estos volcanes
están en erupción desde 1999.
La actividad volcánica de 50 o más centros eruptivos se ha producido en
Ecuador desde el Plioceno tardío, lo que demuestra una gran diversidad en el volumen
eruptivo y la variación química (Barberi et al., 1988; Hall y Beate, 1991).
Figura 2.2. Provincias fisiográficas y distribución de volcanes continentales ecuatorianos (Hall et al., 2008)
11
Cordillera Occidental
La actividad del Pleistoceno tardío y del Holoceno de muchos de estos centros
fue de composición silícica andesítica o dacítica, que siguió a una fase de andesitas
con bajo sílice. La actividad precolombina e histórica, ejemplificada por la erupción de
Quilotoa en el año 800 A.P., las erupciones de 2300-2400 años A.P. de Pululahua y
Ninahuilca, y las erupciones de 2900-3000 años A.P. de Cuicocha.
Las rocas jóvenes de este grupo tienden a caer dentro de los rangos de 60-
66% de SiO2 y 0,9-1,5% de K2O. Las publicaciones sobre algunos de estos volcanes
son: Guagua Pichincha (Robin et al., 2008), Pululahua (Andrade et al., 2004), Iliniza
(Hidalgo et al., 2007), Atacazo y Ninahuilca (Hidalgo et al., 2008), Quilotoa (Hall y
Mothes, 2008; Mothes y Hall, 2008), Chimborazo (Barba et al., 2008; Bernard et al.,
2008).
Cordillera Real
Compuesta por grandes estratovolcanes andesíticos (56-61% SiO2; 1-2% K2O)
de afinidad calcoalcalina han sido sistemáticamente más activo durante el Holoceno,
sin embargo abundantes dacitas y riolitas son reportados en Cayambe y Cotopaxi,
respectivamente. Muchos volcanes han tenido colapsos sucesivos de sector (por
ejemplo, Tungurahua, Cotopaxi, Sangay, El Reventador). Estos volcanes se
caracterizan por numerosos flujos de lava andesítica que adornan sus flancos
inferiores. Las caídas de ceniza y escoria suelen acompañar las erupciones de estos
centros volcánicos. Los volcanes Cotopaxi y Tungurahua han tenido erupciones
periódicas en intervalos de 100 ± 50 años, mientras que Cayambe y Antisana tienen
erupciones menos frecuentes; Sangay y El Reventador han tenido muchas erupciones
durante el mismo intervalo.
En los últimos 20 años se han identificado grandes centros riolíticos (68-75%
de SiO2 y 2,8-4,3% de K2O; Hammersley, 2003; Garrison et al., 2006; Hall y Mothes,
2007) en la parte central de la Cordillera Oriental, centro Chalupas y complejo de
Chacana aunque muchos otros centros y estructuras jóvenes riolíticos están siendo
identificado. Estos centros contienen típicamente Na-plagioclasa, biotita y cuarzo, con
o sin anfíbol y K-feldespato.
12
Valle Interandino
Hay una docena de antiguos centros volcánicos andesíticos, caracterizados por
andesitas básicas (57-60% de SiO2 y 0,5-1,0% de K2O) de dos piroxeno con
plagioclasa y anfíboles ocasionales. Ilaló, Pasochoa y Rumiñahui edificios volcánicos
del Pleistoceno medio; Cusín, Imbabura, Igualata, centros Llimpi-Huisla, la mayoría
están extinguidos. Sólo Imbabura ha mostrado evidencia de la actividad eruptiva del
Holoceno, pero los flujos de cenizas del Pleistoceno tardío y los depósitos de
avalanchas de escombros han sido identificados tanto en Imbabura como en Mojanda-
Fuya Fuya. Como grupo, representan un volcanismo andesítico anterior que
aparentemente emigró hacia el este en la Cordillera Real, posiblemente como
resultado de una zona de subducción menos inclinada debido a la Subducción de
Carnegie Ridge.
Volcanismo de trasarco
Un pequeño grupo de volcanes alcalinos ocurre en el lado amazónico de la
Cordillera Oriental. El volcán Sumaco de edad Pelistoceno medio; las principales rocas
de fondo son basanitas y tefritas (42-53% SiO2, 1-5% K2O).
2.3 El Volcán Cotopaxi.
El volcán Cotopaxi junto a otros estratovolcanes activos como Tungurahua,
Sangay, Antisana y Cayambe se encuentra dentro de la fila oriental de volcanes
andesíticos en Ecuador, a unos 35km del frente volcánico de la Cordillera Occidental
(Hall et al., 2008), a una Latitud 0°38’ S y Longitud 78°26’ O y con una altura de 5897
m.s.n.m. Esta localizado a 60km al SE de Quito y a 45km al N de Latacunga, rodeado
por otros volcanes como Sincholahua (4873 m.s.n.m.), Rumiñahui (4722 m.s.n.m.) y
Pasochoa (4200 m.s.n.m.) (Figura 2.3).
El volcán tiene una base de 16x19km y un relieve que puede alcanzar entre
2000 a 3000m desde la base hasta la cima, las pendientes de sus flancos tienen hasta
30° de inclinación. Su cráter presenta una forma casi circular, con un diámetro de
~800m y una profundidad superior a los ~100m (Andrade et al., 2005). Además, está
cubierto por un importante casquete glaciar cuya área actual está calculada en ~14km2
y su volumen estimado en ~0,7km3 (Cáceres, et al., 2004). Los glaciares de la zona
oriental del Cotopaxi (Figura 2.3) descienden hasta la cota de ~4600m, debido a los
13
predominantes vientos húmedos que provienen de la cuenca amazónica, mientras que
en la zona occidental el glaciar llega hasta la cota de 5100m. (Figura 2.4).
Figura 2.3. Mapa de ubicación del volcán Cotopaxi, centros volcánicos cercanos y drenajes principales.
(Hall y Mothes, 2007).
Dos sistemas de drenaje principales: el drenaje del N, que fluye 325km al
Océano Pacífico, y el drenaje del SO que termina en el Atlántico después de atravesar
el sistema del río Amazonas. El menor drenaje del río Tambo fluye directamente hacia
el E hasta la cuenca del Amazonas.
Figura 2.4. Volcán Cotopaxi (Hall y Mothes, 2007).
14
2.4 Historia Geológica del Volcán Cotopaxi
El volcán Cotopaxi se conforma de un basamento metamórfico regional,
formado por secuencia de rocas Paleozoicas, Jurásicas, Cretácicas y Terciarias
(Litherland et al., 1994).
Según Hall y Mothes (2007) la historia geológica del Cotopaxi presenta más de
~500 mil años de edad. La geología del volcán Cotopaxi comprende dos edificios
volcánicos: Cotopaxi I y Cotopaxi II, dividida en seis fases principales, siendo el cono
actual el resultado de la última de esas fases.
2.4.1 Fase Riolítica (Cotopaxi I).
Sus depósitos se encuentran en el flanco S y S-occidente del cono actual, en
las quebradas Barrancas (Simarrones), Burrohuaicu, Saquimala y San Lorenzo.
Estudios indican que entre 560 y 420 k.a., el “Cotopaxi I” tuvo una actividad
caracterizada por erupciones de magmas riolíticos.
El volcán estaba formado por un grupo de domos de lava riolítica alineados
sobre una fractura arqueada de ~8km de largo. Sus erupciones fueron muy explosivas,
formando voluminosos flujos piroclásticos, produciendo extensas caídas de piroclastos
(ceniza y pómez) y cuando eran poco explosivas se formaban domos de lavas
riolíticas y de obsidiana.
2.4.2 Fase Andesítica (Cotopaxi I).
Posterior a la fase riolítica (420 k.a.) se da un período de actividad volcánica
con magmas de tipo andesítico, menos explosivas, con presencia de grandes flujos de
lava, pequeñas caídas de escoria y ceniza volcánica. Estos eventos construyeron poco
a poco un edificio cónico, probablemente similar al actual, representados actualmente
por el cerro Morurcu (4850m), al S del volcán.
2.4.3 Las Unidades Cangahua y Chalupas.
El volcán tuvo un largo período de calma, que se extendió alrededor de 350
k.a., donde se depositaron dos unidades geológicas, producto de la intensa actividad
volcánica en zonas cercanas.
a) Unidad Cangahua, más de 300 k.a. de duración (Andrade, et al., 2005).
15
b) Unidad de la Ignimbrita Chalupas. Hace 200 k.a. (Hall y Mothes, 2007).
2.4.4 Cotopaxi II-A.
Inicia etapa de gran actividad hace ~13,2 k.a., con erupciones riolíticas, que
ocurrieron entre 13200 y 4500 años A.P. Además ocurrieron frecuentes erupciones
andesíticas de menor tamaño que contribuyeron a la formación del edificio del
Cotopaxi II-A.
La última erupción riolítica, ocurrió hace 4500 años A.P., donde el edificio
volcánico se volvió inestable. Parte del flanco NNE del edificio se derrumbó formando
una avalancha de escombros de gran volumen (2,1km3). La avalancha fue precedida y
seguida por grandes flujos piroclásticos y estos al fundir el glaciar dió lugar a la
formación de un gigantesco lahar conocido como “Lahar del Valle de Los Chillos”
(LVC), el cual fluyó hasta el océano Pacífico al occidente y hasta la Amazonía al
oriente.
Mothes y Hall (1998) también mencionan que el lahar tenía una profundidad de
flujo de 100m en el Valle de Chillos, un ancho de flujo máximo de 11km y un volumen
total de 3,8km3. Su alto contenido en matriz muestra poca variación desde la fuente
hasta su término en la llanura costera del Pacífico ya que el sistema fluvial
Guayllabamba-Esmeraldas contenía agua insuficiente para diluirla y así iniciar la
transformación aguas abajo a un flujo hiperconcentrado.
2.4.5 Actividad Andesítica Actual (Cotopaxi II-B).
El volcán Cotopaxi a partir de los últimos 4500 años hasta la actualidad, sus
erupciones han sido de carácter andesítico, las cuales han construido gran parte del
edificio actual, excepto una pequeña erupción riolítica ocurrida hace 2100 años A.P.
En la estratigrafía del Cotopaxi II-B se puede reconocer al menos 18 ciclos
eruptivos, de magnitud moderada a grande con VEI≥ 3. Cada ciclo se caracteriza por
fenómenos eruptivos similares, incluyen caídas plinianas de escoria o pómez, flujos
piroclásticos de escoria o pómez, coladas de lava y extensos flujos de escombros
(lahares).
16
Desde la llegada de los españoles en 1534, el Cotopaxi experimentó al menos
un ciclo eruptivo en cada siglo, incluidos varios episodios explosivos muy violentos con
un VEI entre 3 y 4. Los cinco períodos más importantes ocurrieron entre: 1532-1534,
1742-1744, 1766-1768, 1853-1854 y 1877-1880. Siendo frecuentes los flujos
piroclásticos, las caídas de ceniza a nivel regional, pequeños flujos de lava y grandes
lahares muy destructivos.
2.5 Avalanchas de Escombros y Lahares relacionados
2.5.1 Definiciones y Generalidades
Figura 2.5. Sección esquemática para un depósito de avalancha de escombros: A) una sección
longitudinal desde el anfiteatro hasta la parte distal final; B) una sección transversal de la región media; C)
una sección transversal de la región distal (Modificado de Ui et al., 2000, en Bustillos, 2008)
El término "avalanchas de escombros" se ha usado para describir flujos de
escombros de alta velocidad (US Geological Survey, 1982). Lowe (1979, 1982)
menciona que los "flujos de escombros" son flujos de gravedad de sedimentos
subacuáticos que se comportan de manera plástica. Mientras que Brunsden (1979) los
define como flujo descendente de escombros mezclado con una cantidad menor, pero
significativa, de agua.
Minura y Kawachi (1981), Crandell et al, (1989), Siebert et al. (1989) y otros,
definen dos tipos de facies para describir la textura de un depósito de avalancha de
escombros; facies de bloques y facies de mezcla (Figura 2.5). La mayoría de los
fragmentos de la facies de bloques son derivados del volcán logrando superar
17
tamaños métricos, además de la presencia de fracturas llamadas “jigsaw cracks” o
fracturas en “rompecabezas” y “jigsaw fit” juntas ampliamente abiertas. Mientras que
la facies de mezcla, consiste de una mezcla de pequeños fragmentos volcánicos
derivados de varias partes del volcán (Ui et al., 2000), siendo de extrema
heterogeneidad y conteniendo gran parte de elementos incorporados (Bernard, 2005).
Los principales rasgos geomorfológicos característicos de un depósito de
avalancha de escombros son: una topografía de hummocks, levees laterales, escarpes
marginales, escarpes distales, remanentes de canales de ríos, un anfiteatro en la
fuente, depresiones cerradas, ridges transversales y longitudinales, entre otros.
Los lahares son flujos discretos, rápidos y gravitatorios de mezclas saturadas
de alta concentración que contienen agua y partículas sólidas de roca, hielo, madera y
otros escombros que se originan en los volcanes (Vallance, 2000).
Figura 2.6. Gráfico esquemático, sin escala de la morfología de un lahar (Modificado de Pierson, 1986)
Su morfología corresponde a la de un cuerpo alargado, con un borde superior
bastante plano, donde se distinguen claramente tres segmentos caracterizados por
una distinta concentración de sólidos (Figura 2.6). En la cabeza, o "frente de bloques",
se acumulan los bloques de roca de mayor tamaño, que han sido extraídos del cuerpo
y se desplazan en seco. En el cuerpo, la concentración de sólidos varía entre el 75 y
90%, en peso, mientras que la cola presenta una concentración de sólidos similar a la
de un flujo hiperconcentrado, 45% en peso (Pierson, 1986).
18
2.5.2 Mecanismos de formación
Si bien los lahares se forman de diversas maneras, relacionados directa o
indirectamente por actividad volcánica (primarios y secundarios), en este estudio se
detallan los mecanismos de formación de avalancha de escombros provenientes de
colapsos de flanco o edificio volcánico los cuales generan grandes lahares.
La inestabilidad y colapso de flanco o edificio volcánico, según Siebert (1984)
es debido a varios factores: (1) el efecto dilatador de una intrusión de un enjambre de
diques paralelos; (2) la sobrecarga de lavas masivas en un substrato piroclástico débil
(en Nakamura 1978, flujos de lava del Bandai); (3) extensa alteración hidrotermal
debilitando el cono volcánico; (4) la migración de ventos en una dirección paralela al
eje de la caldera de avalancha. Un movimiento cambiante y progresivo del vento hacia
la dirección de fallamiento se notó en el Stromboli y en el Galunggung,
presumiblemente fracturando y debilitando el edificio en una dirección paralela al
movimiento del vento; y, (5) la reducción y estrechamiento del edificio debido a
saturación por aguas hidrotermales.
La heterogeneidad de las capas que conforman el cono volcánico con diferente
naturaleza y propiedades físicas (densidad, porosidad, permeabilidad y reología), es el
primer factor para el debilitamiento de un edificio volcánico (Bernard, 2005). Además el
desarrollo asimétrico del cono, resultando en un fallamiento debajo del edificio y sobre
inclinación de las pendientes por erosión o por la acumulación de productos volcánicos
soldados (McGuire, 1996).
En cuanto a los mecanismos de disparo de una avalancha de escombros se
distinguen dos modelos: mecanismos de choque y gravitatorio.
Los mecanismos de choque pueden ser por: a) Explosiones fuertes
(magmáticas, freáticas o freatomagmáticas; Siebert et al., 1987). b) Sismos
(volcánicos o tectónicos; Siebert et al., 1987).
Los mecanismos gravitatorios se dan por: a) Sobrecarga en una parte del
edificio por la acumulación de productos volcánicos durante una erupción, o
acumulación de agua dentro del edificio durante un huracán por ejemplo (Kerle y van
Wyk de Vries, 2001). b) Deformación del edificio por una intrusión de magma (Mount
St. Helens, 1980; Glicken, 1991), o reactivación de fallas verticales durante un ajuste
tectónico (Vidal y Merle, 2000). c) En volcanes submarinos, cambios en las
19
condiciones del agua (salinidad, variaciones eustáticas) pueden inducir grandes
deslizamientos debido a la acción de la presión de poro de agua dentro del edificio
(McGuire, 1996).
Siebert (1984) y Belousov et al. (1999) dividen en dos tipos a los colapsos de
flanco con o sin actividad eruptiva asociada. Asociado con actividad magmática se
tienen dos tipos:
Tipo Bezymianny. Se genera cuando el magma asciende hasta ubicarse
dentro del edificio volcánico, desestabilizando el mismo. Se produce una explosión
dirigida altamente energética (blast) y una fase pliniana. Presencia de material juvenil
involucrado en el depósito de la avalancha. Generalmente este evento es seguido por
la generación de un nuevo domo o cono piroclástico. Este tipo de colapso es el más
usual (Siebert, 1984; Belousov et al., 1999; Leyrit y Monteneat, 2000).
Tipo Shiveluch. Se genera cuando el magma asciende a niveles relativamente
altos pero no dentro del edificio volcánico. El fallamiento es seguido por una erupción
pliniana, sin explosión dirigida. No se encuentra material juvenil dentro del depósito de
avalancha (Belousov et al., 1999).
Sin actividad magmática asociada, se tienen dos tipos de colapso:
Tipo Bandai-San. Caracterizado por erupciones freáticas generadas por la
descompresión hidrotermal que se origina por el deslizamiento de parte del flanco del
volcán (Siebert, 1984; Leyrit y Monteneat, 2000).
Tipo Ontake-San o Unzen. Se genera cuando no existe actividad eruptiva.
Siendo un sismo de origen tectónico el detonante del fallamiento. Este tipo de colapso
es el de menor probabilidad de ocurrencia (Siebert, 1984; Leyrit y Monteneat, 2000).
2.5.3 Lahares generados por colapso de flanco en Ecuador
En la historia evolutiva de un estrato volcán las avalanchas de escombros son
comunes y están asociadas a fenómenos destructivos como flujos piroclásticos, blast y
en el caso de la zona de estudio, la formación de lahares (Siebert, 1984). Estos
colapsos de flanco han ocurrido en algunos edificios del arco volcánico ecuatoriano
como el Cotopaxi (Hall y Mothes, 2007; Mothes y Hall, 1998), Huanguillaro (Beate,
20
2003), Imbabura (Ruiz et al., 2003), Pichincha (Rosi 1989; Monzier et al., 2002),
Chimborazo (Clapperton, 1990; Barba, 2006), Tungurahua (Hall et al., 1999, Le
Pennec et al., 2006, Jaya 2004; Bustillos, 2008), Reventador (INECEL, 1989); Sangay
(Monzier et al., 1999), Mojanda Fuya Fuya (Robin et al., 1997), Cayambe (Samaniego
et al., 2005) entre otros.
Bernard et al., (2008) mencionan que en el volcán Chimborazo se generó un
gran colapso de sector y avalanchas de escombros (AD) del edificio inicial (CH-I). Este
colapso se asoció a un aumento de la actividad explosiva o a una alteración
hidrotérmica, descartándose ambas hipótesis. El sistema de fallas de Pallatanga
(NNE) al terminar en el pie S del volcán, es el candidato más probable para un
desencadenador de colapso. El depósito de avalanchas (DAD) tienen un volumen
>11km3, convirtiéndolo en uno de los DAD continentales más voluminosos (Ui et al.,
2000). Si bien al NO de Riobamba y al N de Calpi se encontraron secciones de hasta
12m de espesor de lahares, aluviones y depósitos de cenizas, los autores no
mencionan algún lahar generado específicamente por una avalancha de escombros
proveniente de un colapso de flanco.
LePennec et al. (2011) mencionan que el complejo volcánico Imbabura
constituido por el edificio central llamado Taita Imbabura (4620 m.s.n.m.), el pico de
satélite llamado El Artezón (4137m.s.n.m.), una cúpula llamada Huarmi (3926
m.s.n.m.) y al SE del centro principal se encuentra el volcán Cubilche (3826 m.s.n.m.).
El inicio del volcanismo en el complejo Imbabura comenzó alrededor de 3,8 M.a. en
Imbabura y 2,6 M.a. en Cubilche (Barberi et al., 1988). El CVI sufrió al menos dos
eventos de falla de flanco mayor, los depósitos resultantes de avalanchas viajaron 17 y
18km de distancia respectivamente. Se produjo un evento explosivo catastrófico en
Huarmi Imbabura que generó una avalancha de escombros y una explosión dirigida
poderosa, aunque los autores no mencionan lahares producidos por este evento.
Hall et al. (1999) mencionan que el volcán Tungurahua está compuesto por 3
edificios volcánicos: Tungurahua I, II y III. Tungurahua I experimentó al menos un
colapso de sector (14 k.a.) por la extrusión de una serie de lava dacítica, Tungurahua
II compuesto de lava dacítica y andesítica fue parcialmente destruido por el último
evento de colapso que dejo un gran anfiteatro hace 3000 años por extrusión de lava,
este evento generó un gran lahar seguido por la extrusión de dacita, además el
21
represamiento del valle de Chambo por la avalancha dió como resultado un lago que
posteriormente se rompió, generando otro flujo catastrófico de escombros.
Mothes et al. (1998) discuten sobre el LVC, generado por un pequeño colapso
del flanco NNE del volcán Cotopaxi seguido de una avalancha de escombros
precedida y seguida de flujos piroclásticos. Este lahar, el más grande flujo de
escombros del Holoceno en área y volumen reconocido en el N de los Andes con un
volumen estimado en ~3.8km3 llego hasta el Océano Pacífico hacia el occidente y
hasta la cuenca Amazónica hacia el oriente.
2.5.4 Comportamiento de Lahares: Procesos aguas abajo
Erosión y Aumento de Volumen (Bulking)
La forma más importante para incorporar sedimentos al flujo se da por
socavación de pendientes empinadas de terrazas fluviales y bancos. Los grandes
lahares pueden arrastrar grandes bloques (>10m en la dimensión; Vallance, 2000) de
sedimentos sueltos, inclusive de roca, las cuales se mueven grandes distancias aguas
abajo antes de fragmentarse.
La voluminosidad (Bulking) creciente aguas abajo convierte los flujos
hiperconcentrados a fases ricas en sedimentos hasta flujos de escombros, si
continuarían incorporando sedimentos de diferente composición. (Figura 2.7)
(Vallance, 2000).
Transformación y Dilución aguas abajo.
Según Vallance (2000) el lahar al ingresar al cauce de los ríos incorpora agua
progresivamente en la parte delantera del flujo, lo cual disminuye la capacidad de
carga y fuerza del lahar a medida que avanza aguas abajo aunque acelera la
velocidad del cauce normal (Figura 2.7). Esta dilución, aguas abajo se da
principalmente en flujos pobres en acilla porque (i) los lahares pobres en arcillas se
mezclan más fácilmente con el agua y (ii) los lahares ricos en arcillas son
generalmente mucho más grandes. Aguas abajo la dilución va progresando
paulatinamente del frente del lahar hasta su mitad y consiguiente todo el flujo se diluye
(Figura 2.7C y Figura 2.7D).
22
Figura 2.7. Hidrogramas esquemáticas mostrando cómo inician y se comportan los lahares con
inundaciones de agua cuando se someten a una dilución aguas abajo. Fase de inundación mostrada en
A, fase de flujo de escombros esta mostrada en B; y fase transicional están mostradas en C y D. El
diagrama también ilustra el modelo de agravamiento progresivo de la gradación inversa en C y D.
(Vallance, 2000)
Procesos de Segregación por Tamaño de grano y Densidad.
Vallance (2000) menciona que los procesos de segregación más importantes
son por sólidos en fracción, proporción de partículas gruesas y densidad del fluído el
cual se determina por la proporción de partículas finas o gruesas en suspensión.
Los sólidos más grandes se hunden o se percolan contrarrestando su
sedimentación. Las partículas menos densas que el agua flotan y las ligeramente
densas suben a la superficie, uniéndose y formando masas flotantes. Las partículas
menos densas migrarán a la parte delantera de los márgenes del lahar, las partículas
más densas y más grandes se reúnen en el horizonte más bajo del movimiento del
fluído y las partículas pequeñas encima. Si la concentración no es lo suficientemente
grande, las partículas colisionan y se friccionan entre si hasta asentarse.
Según Vallance (2000) generalmente en flujos con predominancia de arenas,
se producen dos procesos, la migración de partículas finas a las base (percolación) lo
cual provoca que las partículas grandes se trasladen a la parte superior del flujo
(expulsión a presión), estos dos procesos se conoce como Tamizado Cinético, el cual
23
preserva el balance de masas dentro de un flujo de escombros no cohesivo (Figura
2.8).
Figura 2.8. Diagrama esquemático ilustrando como la segregación inversa por tamaño de partícula
resulta en fluidos gradados longitudinalmente en (A) y lateralmente en (B). (Vallance, 2000)
2.5.5 Procesos Depositacionales
La rápida depositación de un flujo vertical y acreción paulatina de un flujo
longitudinalmente generan gradación normal e inversa de los depósitos (Figura 2.9), el
aumento de tamaño de estos sistemas gradados lateralmente en un intervalo de
tiempo representativo puede causar la gradación vertical de los depósitos.
Cuando no se da la dilución en el flujo se forma un perímetro de bloques y
guijarros por segregación de tamaño (Figura 2.8). En pendientes suaves el lahar tiene
un interior rico en finos y un margen pobre en clastos. Cuando el pico máximo del flujo
pasa por cualquier sección transversal, los bloques se acumulan en los márgenes del
flujo y forman diques gruesos. Se separa una parte del lahar en pendientes suaves y
una proporción del mismo rica en sedimentos se une y rellena canales disminuyendo
su capacidad en sección transversal (Vallance, 2000).
24
Figura 2.9: Representación esquemática de tipos de facies en lahares (tipo pobre en arcilla) que se
someten aguas abajo dilución y transformación para flujos hiperconcentrados (de Scott, 1998)
2.5.6 Características estratigráficas, sedimentológicas de los depósitos de
lahares
Según Vallance (2000) los depósitos de flujo de escombros (sedimentos >60%
en volumen, Pierson y Costa, 1987) son masivos y muy mal clasificados ha
extremadamente mal clasificados. El tamaño de grano es bimodal. Gradación normal o
inversa, o gradada inversamente cerca de sus bases y normalmente cerca de sus
topes. Fábrica se desarrolla débilmente. Los depósitos son muy compactos o
endurecidos. Partículas heterolíticas primarias subangulares a angulares. En los
depósitos se encuentran vesículas en la matriz, por atrapamiento de burbujas de aire.
También incluyen fragmentos de madera y carbón vegetal. Acumulación de partículas
de baja densidad tales como pómez, comunes en el tope del depósito.
Su espesor varía de decenas de centímetros a decenas de metros y las
partículas gruesas se depositan en el fondo de los valles y en tierras bajas, en las
terrazas más altas y pendientes dentro de los valles son depósitos más delgados y
estos en pendientes pronunciadas se pliegan a la topografía subyacente.
Los depósitos de flujo hiperconcentrado (concentración de sedimentos entre 20
y 60% en volumen; Beverage y Culbertson, 1964) tienen coeficientes intermedios de
clasificación y tamaño de grano. Son masivos pero con débil estratificación en capas
horizontales finas. Casi el 100% de piedra pómez son comunes en el tope de los
depósitos de desbordamiento.
25
La parte superior es muy plana, variando desde pocos centímetros a varios
metros de espesor. Los depósitos más gruesos se producen en canales u otras zonas
bajas cercanas y los depósitos más finos se producen en tierras más altas, como
llanuras aluviales y laderas del valle. El tope del flujo presenta dispersado guijarros y
partículas más grandes, especialmente si está presente pómez.
26
3. MARCO METODOLÓGICO
Se realizó la cartografía y la caracterización geológica del depósito lahárico
generado por el evento volcánico de ~4500 años A.P. del volcán Cotopaxi y se
determinó la zona de influencia de la parte S del cantón Rumiñahui. La investigación
se inició con la recopilación de información bibliográfica-científica con relación al LVC,
además de efectuar campañas de campo donde se tomaron datos respecto a la
posición estratigráfica, geología, litología y morfología.
Figura 3.1. Diagrama de comparación para forma y esfericidad de granos (Krumbein y Sloss, 1969)
El análisis y evaluación de las características geológicas-sedimentológicas-
estratigráficas del depósito lahárico, se ejecutó en base al estudio sedimentométrico y
varias campañas de campo, donde se recolectó una muestras por afloramiento y se
estimó la relación de aspecto por medio del método de conteo ¨Pointing-count¨, el cual
consiste en colocar una malla de 1m2 en la cara del afloramiento y por conteo simple,
determinar la cantidad y porcentaje que existe entre los clastos y matriz, y clasificarlos
en cuanto al diámetro. Además, se detallaron las características estructurales,
texturales y composicionales de cada afloramiento mediante la construcción de
columnas estratigráficas.
27
La caracterización litológica del depósito se realizó con ayuda del microscopio
binocular (marca OPTIKA) y mediante la comparación visual de cartillas
preestablecidas (Krumbein y Sloss, 1969), también se examinó los clastos (psefíticos)
en cuanto a su redondez y esfericidad (Figura 3.1).
Tabla 3.1
Escala de tamaño de Udden (1898) y Wentwoth (1922).
Nota: En la primera columna se detalla el número del tamiz, la segunda columna constan el tamaño de
partículas en milímetros, en la tercera columna se muestra el tamaño de partículas en Phi (Ф) y en la
cuarta columna se detalla en tamaño de clase
Fuente: Folk (1974)
El análisis sedimentométrico se realizó mediante un proceso de laboratorio
estándar, en el cual se utilizó la columna de 10 tamices constituida de manera
descendente con diámetros de: -1Ф (2mm), 0.25Ф (0.84mm), 1.25Ф (0.42mm), 2.00Ф
28
(0.25mm), 2.5Ф (0.177mm), 2.75Ф (0.149mm), 3.00Ф (0.125mm), 3.25Ф (0.105mm),
3.75Ф (0.074mm) y partículas más finas de 3.75Ф (-0.075mm) (Tabla 3.1).
El análisis estadístico se realizó mediante la utilización del programa
computarizado GRADISTAT, Version 8.0 (Blott y Pye, 2001), basándose en el método
gráfico de Folk y Ward (1957). Los datos proporcionados por los histogramas, curvas
de frecuencia y curva de porcentaje acumulado o curva granulométrica, se utilizaron
para calcular los parámetros estadísticos de Folk y Ward logarítmica (basado en una
distribución logarítmica normal con valores de tamaño Phi) y geométricamente
(basado en una distribución logarítmica normal con valores de tamaño de métricas)
(Tabla 3.2).
Tabla 3.2
Fórmulas estadísticas de Folk y Ward usadas en el cálculo de parámetros de tamaño de grano.
Nota: Px y Фx son diámetro de grano, en metros o en unidades phi respectivamente, en el valor de
porcentaje acumulado de x. (Tomado del programa computarizado GRADISTAD Version 8.0)
Fuente: Gradistad Version 8.0
(d) Logarithmic (Original) Folk and Ward (1957) Graphical Measures
Mean Standard Deviation Skewness Kurtosis
3
845016 ZM
6.645951684
I 1684
508416
2
2
ISk
595
50955
2
2
2575
595
44.2
GK
Sorting (I) Skewness (SkI) Kurtosis (KG)
Very well sorted
Well sorted
Moderately well sorted
Moderately sorted
Poorly sorted
Very poorly sorted
Extremely poorly sorted
< 0.35
0.35 – 0.50
0.50 – 0.70
0.70 – 1.00
1.00 – 2.00
2.00 – 4.00
> 4.00
Very fine skewed
Fine skewed
Symmetrical
Coarse skewed
Very coarse skewed
+0.3 to
+1.0
+0.1 to
+0.3
+0.1 to
-0.1
-0.1 to
-0.3
-0.3 to
-1.0
Very platykurtic
Platykurtic
Mesokurtic
Leptokurtic
Very leptokurtic
Extremely
leptokurtic
< 0.67
0.67 – 0.90
0.90 – 1.11
1.11 – 1.50
1.50 – 3.00
> 3.00
(e) Geometric Folk and Ward (1957) Graphical Measures
Mean Standard Deviation
3
lnlnlnexp 845016 PPP
MG
6.6
lnln
4
lnlnexp 9558416 PPPP
G
Skewness Kurtosis
595
50955
1684
508416
lnln2
ln2lnln
lnln2
ln2lnln
PP
PPP
PP
PPPSkG
7525
955
lnln44.2
lnln
PP
PPKG
Sorting (G) Skewness (SkG) Kurtosis (KG)
Very well sorted
Well sorted
Moderately well sorted
Moderately sorted
Poorly sorted
Very poorly sorted
Extremely poorly sorted
< 1.27
1.27 – 1.41
1.41 – 1.62
1.62 – 2.00
2.00 – 4.00
4.00 – 16.00
> 16.00
Very fine skewed
Fine skewed
Symmetrical
Coarse skewed
Very coarse skewed
-0.3 to
-1.0
-0.1 to
-0.3
-0.1 to
+0.1
+0.1 to
+0.3
+0.3 to
+1.0
Very platykurtic
Platykurtic
Mesokurtic
Leptokurtic
Very leptokurtic
Extremely
leptokurtic
< 0.67
0.67 – 0.90
0.90 – 1.11
1.11 – 1.50
1.50 – 3.00
> 3.00
29
Los valores obtenidos de la curva granulométrica, permitieron calcular la media
aritmética, desviación estándar, asimetría y kurtosis por medio de fórmulas
estadísticas (Tabla 3.1). Además, se analizó la textura de la muestra por medio de dos
diagramas triangulares (Modificado de Folk, 1974), el primero compuesto por el
tamaño de grano de grava, arena y lodo, respecto al material más grueso y el segundo
diagrama basado en el tamaño de grano de arena, limo y arcilla para el material fino
(Figura 3.2).
Figura 3.2. Clasificación textural, modificada de Folk (1974)
La estimación del volumen ocupado por el lahar se calculó en base al valor
promedio de los espesores del depósito, obtenidos durante la construcción de las
columnas estratigráficas y este valor se multiplicó por el área que ocupa el flujo,
estimando el valor por medio de la elaboración de cartografía geológica del depósito,
defina por la extrapolación de los afloramientos. Asimismo, mediante la correlación de
columnas estratigráficas se evaluó la posición cronoestratigráfica del depósito. La zona
de estudio se dividió en 3 zonas, para realizar las correlaciones estratigráficas; zona
oriental, zona noroccidental y zona central.
30
4. DEPÓSITOS DEL LAHAR DEL VOLCÁN COTOPAXI ASOCIADO
AL EVENTO DE 4.5 k.a
La caracterización geológica del depósito lahárico de ~4500 años A.P. del
volcán Cotopaxi se realizó en 15 afloramientos (zona S del cantón Rumiñahui). Debido
a la inaccesibilidad en los puntos P20 y P36 no se recolecto muestras, y a pesar de
que los puntos P29, P30 y P31 no se encuentran dentro del área de estudio se los
utilizó para mejorar la correlación estratigráfica. Además, la morfología escarpada de
los flancos inferiores (E, N y NE) del Pasochoa (~70% del área de estudio), impidió
que se realice la cartografía más detalladamente debido a escasos afloramientos
(Figura 4.1).
El LVC fue generado por un flujo de ceniza riolítico que desencadenó un
pequeño colapso sectorial y consiguiente flujo de escombros, que se transformó en un
lahar de grandes proporciones. Se lo reconoce en campo por sus características
particulares como la textura, morfología, disposición y principalmente por su
composición litológica (material juvenil, ceniza vítrea, cristales y pómez, comprenden
el 80-90%, y líticos riolíticos, dacíticos y andesíticos). Además de fragmentos extraños
presentes a lo largo del recorrido del flujo, como terrones de suelo y sedimento,
asimismo, clastos de brecha gris andesítica y riolítica poco comunes (Mothes y Hall,
1998).
32
5.5 Características litológicas y petrográficas.
El LVC presenta una relación de aspecto que varía desde 79% matriz y 21%
clastos en el punto P4 hasta 95% matriz y 5% clastos en el punto P11 (Fotografía 4.1;
Tabla 4.1). Ambos puntos se localizan en las inmediaciones del río Pita y
probablemente esta variación esté relacionada con la irregularidad morfológica del
terreno. En promedio el depósito presenta 85% de matriz, tipo areno limosa de color
beige y 15% de clastos heterolitológicos.
Fotografía 4.1. Relación de aspecto por medio del Método de conteo (Pointing Count) clastos/matriz. La malla es de un 1 m2, sus lados divididos cada 10 cm, a) Afloramiento P4 con 21% de clastos y 79% de matriz. b) Afloramiento P11 con 4% de clastos y 96 % de matriz.
Tabla 4.1
Relación clastos / matriz de las muestras
Clastos Matriz
cm2 cm
2
CP-4 2085,48 21% 7914,52 79%
CP-5 1972,82 20% 8027,18 80%
CP-6 2070,73 21% 7929,27 79%
a)
a)
33
CP-7 1069,24 13% 6930,76 87%
CP-9 1224,39 12% 8775,61 88%
CP-10 929,586 17% 4570,41 83%
CP-11 507,75 5% 9492,25 95%
CP-12 630,252 6% 9369,75 94%
CP-18 691,74 12% 5308,26 88%
CP-25 932,719 9% 9067,28 91%
CP-29 914,251 15% 5085,75 85%
CP-30 1222,34 12% 8777,66 88%
CP-31 1215,55 12% 8784,45 88%
CP-34 1610,91 16% 8389,09 84%
CP-35 797,308 11% 6702,69 89%
Área representada en una malla de un 1 m
2 dividida cada 10cm
La distribución de los clastos es media entre Bocatoma y Rumipamba y
disminuye de S a N desde el sector La Moca hasta San Francisco, en las
inmediaciones de los ríos Pita, Santa Clara y Sambache, y al E la distribución es
mayoritariamente media (Figura 4.2-a), mientras que la distribución de la matriz no
presenta tendencia alguna, varía entre medio – bajo de S a N, únicamente en los
puntos P-25, P-10 y P11 presentan baja concentración (Figura 4.2-a).
Figura 4.2. Mapa de distribución de: a) Clastos y b) Matriz
a) b)
34
Los clastos presentan un diámetro promedio de 7 a 20cm, sin embargo, los
bloques pueden llegar hasta 1,2m de diámetro en los depósitos a lo largo de la cuenca
del río Pita (punto P4; Fotografía 4.2) y >2m en el P31 a lo largo del río San Pedro.
Fotografía 4.2. Afloramiento P4 localizado en el extremo derecho del corte de la vía San Fernando-La
Libertad, con dirección SO-NE (ver Figura 4.1), las líneas en rojo muestra el depósito del LVC que
subyace a una capa de ceniza y una capa de suelo, y sobreyace a la Fm. Cangahua. En el depósito del
LVC se observas clastos angulares a subangulares de tamaño métrico, dentro de una matriz areno-limosa
de color beige. (UTM-WGS84: 787004E / 9957387N)
La variación del tamaño de los clastos en el depósito depende principalmente
por donde fluyo el lahar, los depósitos con clastos predominantemente más pequeños
(≤0,10m) se encontraron en planicies con pendientes altas (La Moca, afloramiento P5;
Rumipamba, afloramiento P18), mientras que los grandes bloques (~1m) se
encontraron principalmente en paleocauces (vía San Fernando-La libertad,
afloramiento P4), esto respecto al valle del Río Pita. En cuanto al Río San Pedro
predominan clastos pequeños (≤0,10m aproximadamente), aunque a un lado de la vía
se observó dos grandes bloques (~3.00m de diámetro) probablemente sean parte del
colapso del volcán Pasochoa.
Además el depósito del LVC está constituido principalmente por clastos de
riolita (33%), dacitas (30%) y pómez (24%), los clastos menores o iguales al 5% son:
tobas (5%); andesita hornbléndica (5%) y piroxénica (1%); obsidiana (3%) y escorias
(2%) principalmente (en el P6 se encontró una brecha volcánica) (Tabla 4.2). Los
principales clastos presentan las siguientes características:
35
Fotografía 4.3. Afloramiento P18 localizado en Rumipamba (Esc. Franks Guarzagua), con dirección NO-
SE, las líneas en rojo muestra el depósito del LVC que sobreyace a la Fm. Cangahua y subyace a una
capa de suelo. En el depósito del LVC se observas clastos angulares a subangulares, dentro de una
matriz areno-limosa de color beige. UTM-WGS84: 787328E / 9952296N
Clastos de riolita: de grano fino o textura afanítica, masivos y bandeados
(biotita interlaminada) de color gris claro y rosa (muy pocas). El tamaño varía desde
~0.05m a ~1.5m de diámetro, la forma de subangular - subredondeado y subesférico -
subelongado. Mineralógicamente constituida por cuarzo, feldespato potásico,
plagioclasas, dentro de una matriz vítrea, y cristales de biotita y hornblenda
principalmente (Fotografía 4.3-a).
Clastos de dacita: presenta textura porfirítica, de color gris y rosa (calcinadas,
muy pocas). El tamaño varía desde ~0.05m a ~1.5m de diámetro, subangulares -
subredondeados y subesféricos, con cristales de plagioclasa, cuarzo y hornblenda
dentro de una matriz vítrea (Fotografía 4.3-b).
Clastos de andesita: rica en hornblenda y piroxeno con plagioclasas dentro de
una matriz vítrea, de textura porfirítica, de color gris oscuro a negro respectivamente,
≤2cm de diámetro, subangulares - subredondeados y subesféricos.
Clastos de pómez: textura holohialina o vítrea, fibrosas de color blanco
amarillento por alteración de las micas, las micas son biotitas doradas y negras, ≤2cm
de diámetro, la forma de redondeado - bien redondeado y esférico - subelongado,
debido a su baja dureza y densidad (Fotografía 4.3-c).
Clastos de obsidiana: textura holohialina o vítrea, tonalidades oscuras, el
tamaño varía de ~0.03m a ~0.07m, de formas angulares y subesféricas. En pocas
muestras se observa inclusiones de vidrio translúcido (Fotografía 4.3-d).
LVC
1,67m
NO SE
Cangahua
Suelo
36
Fotografía 4.4. Clastos y material juvenil presente en los depósitos del LVC donde a) riolitas, b) dacitas,
c) pómez, d) obsidiana, e) brecha.
Únicamente se localiza la brecha en el punto P6, la cual está compuesta por
una matriz vítrea gris oscura con clastos angulosos de dacitas y riolitas principalmente,
su tamaño es de ~0.01m (Fotografía 4.3-e).
Tabla 4.2
Litología de las muestras del LVC
Muest. Pomez biotítica
Dacitas horbléndi.
Riolitas horbléndi.
Obsidian Andesita horblén.
Andesitapiroxén.
Tobas Escorias
CP-4 18 20% 29 32% 29 32% 2 2% 3 3% 1 1% 4 4% 4 4%
CP-5 18 20% 34 37% 35 38% 1 1% 1 1% 0% 2 2% 0%
CP-6 25 23% 31 28% 36 32% 3 3% 4 4% 2 2% 7 6% 2 2%
CP-7 16 22% 24 33% 24 33% 1 1% 2 3% 0% 5 7% 0%
CP-9 41 40% 27 26% 27 26% 1 1% 3 3% 0% 2 2% 1 1%
CP-10 18 26% 24 34% 18 26% 3 4% 3 4% 0% 4 6% 0%
CP-11 23 33% 15 22% 25 36% 2 3% 1 1% 1 1% 2 3% 0%
CP-12 33 34% 14 15% 32 33% 5 5% 3 3% 0% 7 7% 2 2%
CP-18 9 14% 21 32% 24 37% 3 5% 4 6% 0% 1 2% 3 5%
CP-25 11 22% 15 30% 19 38% 1 2% 3 5% 0% 1 2% 0%
CP-29 14 26% 23 43% 12 23% 2 4% 0% 0% 2 4% 0%
CP-30 23 24% 26 27% 32 33% 3 3% 2 2% 0% 9 9% 2 2%
CP-31 12 16% 24 33% 28 38% 2 3% 3 4% 0% 4 5% 0%
CP-34 8 14% 18 32% 20 36% 1 2% 2 4% 1 2% 2 4% 4 7%
CP-35 13 19% 16 24% 26 39% 1 1% 5 7% 1 1% 5 7% 0%
Análisis obtenido mediante análisis en microscopio binocular
b
)
a c
d e
37
La interpolación de los datos obtenido en la caracterización litológica, dió como
resultado que en los clastos de riolita la distribución alta se encuentra ~70% del área
de estudio a excepción de los poblados La Libertad y parte de San Fernando con
distribución media, mientras que Loreto presenta baja distribución (Figura 4.3-a). En
las dacitas la distribución media predomina el área con ~80%, distribución baja se
localiza en San francisco y en La Moca una alta distribución (Figura 4.3-b). Los
clastos de pómez muestran un incremente de S a N, mostrando unicamente una alta
distribución en los poblados de Loreto y San Francisco (Figura 4.3-c). La distribución
probablemente se deba a la densidad de los clastos, ya que las pomez se concentran
mayoritariamente en zonas planas de inundación con pendientes suaves.
Figura 4.3. Mapas de distribución de los principales clastos: a) Riolita, b) Dacita y c) Pómez
Considerando la variedad litológica y el tamaño de grano de los clastos, se
determina que el depósito del LVC es heterolítico y heterométrico, debido a que el flujo
desplazó material volcánico generado durante distintos eventos eruptivos, asimismo
por cambios en la composición química del magma expulsado.
4.2. Caracterización Sedimentológica y Granulométrica.
Los depósitos del LVC están subyacidos por la Fm Cangahua (~1,50m;
Bermúdez, 1982) y sobreyacidos generalmente por una capa de ceniza (~1m). En
depósitos cercanos a la base del volcán Pasochoa y sobre la ceniza se encuentra una
capa de suelo (~0,88m). Únicamente en el punto P5 se encontró una capa de suelo
(1,15m) entre el LVC y la Fm. Cangahua (Figura 4.2). Estas capas están definidas
claramente por su color y textura.
a) b) c)
38
El LVC presenta contactos erosivos en la base y contactos irregulares en el
tope, sus clastos no presentan gradación alguna; sin embargo, muestran cierta
orientación en la dirección del flujo (S-N) lo que indica que el flujo fue de tipo laminar
(Figura 4.4). Así mismo los depósitos se encuentran sobreyaciendo a la Fm.
Cangahua (Pleistoceno: 2.6 M.a. – 10000 años; Clapperton, 1990), siendo este
depósito el principal marcador estratigráfico con relación al LVC.
Figura 4.4. Columna Estratigráfica del afloramiento P5 (Figura 4.1), de base a tope: Cangahua,
paleosuelo, LVC, ceniza y suelo. En el LVC se observa clastos angulosos a subangulosos dentro de una
matriz de color beige areno-limosa, presenta un contacto erosivo con la Cangahua. En la Litología se
hace referencia a tamaño de grano de finos (f) que corresponde a arcillas y limos, arena fina (af), arena
media (am), arena gruesa (ag), grava (gr) y bloque (blq). UTM: 787004E / 9957387N
Los depósitos del LVC no presentan estructuras internas y se encuentran
comúnmente compactos con pequeñas vesículas en su interior, por presencia de agua
y volátiles atrapados en la matriz original. El espesor varía de 0,39 a 2,88m
aproximadamente, encontrándose mayor potencia el depósito P31 localizado en la
base Noroeste del Pasochoa, el cual es matriz soportado y muy pobremente sorteado
(Fotografía 4.5). Además se encuentran bloques métricos con fracturas tipo ¨Jigsaw
Cracks´, debido posiblemente a que el flujo tuvo cantidades mínimas de arcilla, lo cual
produciría que la fase líquida no logre alcanzar la viscosidad suficiente para trasladar a
la fase sólida por flotación, colisionando los bloques entre sí, produciendo las
estructuras antes mencionadas. Así mismo estas fracturas evidenciarían que el LVC
proviene de un colapso de flanco el cual generó una avalancha de escombros (Mothes
y Hall, 1998; Hall y Mothes, 2007).
39
Fotografía 4.5. Afloramiento P31 (ver Figura 4.1) localizado en la Vía a Pintag, base NO del Volcán
Pasochoa, influenciado por el río San Pedro. Las líneas en rojo muestran el depósito del LVC que
sobreyace a la Fm. Cangahua y subyace a una capa de ceniza y de suelo. Los clastos presentan cierta
orientación hacia el NE, además se observan dos grandes bloques de ~1m de diámetro afectados por
fracturas tipo ¨Jigsaw Crack y Fit¨. UTM-WGS84: 779186E / 9958522N.
El análisis de distribución de tamaño de grano de los depósitos indica
promedios del 62% de arenas (0.00 Ф a 2.00 Ф) que representa la mayor cantidad de
partículas, 25% de gravas (-2.00 Ф a -1.00 Ф) y 13% entre limos y arcillas (tamaño
menor a 4.00 Ф) (Tabla 4.3). No obstante en el punto P-30 alcanza una concentración
de 17,9% y en el punto P-29 al 17,3% de partículas finas
Tabla 4.3
Distribución de tamaño de grano en peso
Muestras Gravas Arenas Finos (Limos y Arcillas)
CP-4 24,1% 62,7% 13,2%
CP-5 22,4% 64,0% 13,6%
CP-6 27,9% 63,0% 9,1%
CP-7 27,1% 59,4% 13,5%
CP-9 31,4% 54,6% 13,9%
CP-10 45,5% 44,3% 10,2%
CP-11 19,3% 66,8% 13,9%
CP-12 22,7% 63,5% 13,8%
CP-18 35,0% 54,6% 10,3%
CP-25 21,3% 65,7% 13,0%
CP-29 13,8% 68,9% 17,3%
CP-30 18,8% 63,4% 17,9%
CP-31 22,1% 63,7% 14,2%
40
CP-34 21,1% 66,4% 12,5%
CP-35 17,5% 68,8% 13,6%
La clasificación textural del depósito respecto al diagrama triangular entre
grava, arena y lodo, establece la textura grupal de areno-lodo-gravosa (Figura 4.5-a).
En cuanto a la relación de partículas finas: arena, limo y arcilla resulta una textura
areno limosa (Figura 4.5-b), el mismo que no representa un resultado veraz debido a
que no se determinó la cantidad exacta entre limos y arcillas. Sin embargo se
determina que el depósito presenta mayor concentración de arenas y gravas, no
obstante se debe considerar que la cantidad de partículas finas no es muy
despreciable, alcanzando cantidades entre 17,3 y 17,9% al NO del Pasochoa.
En el análisis granulométrico se determina que el depósito presenta una
distribución bimodal y polimodal (Figura 4.6 y Figura 4.7), es decir que se descarta
que el flujo se haya comportado como hiperconcentrado al presentar dos modas
(Capra et al., 2004). En la distribución bimodal la mediana muestra valores entre 0,23
Ф (851,30 µm) y 0,83 Ф (562,00 µm). El promedio varía de 0,60 Ф (658,70 µm) a 0,98
Ф (506,60 µm), estos valores muestran que el depósito está constituido principalmente
por arena gruesa. Además los depósitos presentan muy mal sorteo según los
parámetros de Folk y Ward (1957), con valores de desviación estándar entre 2,25 y
2,46 (Figura 4.6, Tabla 4.4).
Figura 4.5. Diagramas Triangulares para la clasificación textural (Folk, 1954; Folk & Ward, 1957). a)
Relación entre grava, arena y lodo, b) Relación entre arena, limo y arcilla. En promedio la textural grupal en a) arena lodoso-gravosa y en b) arena limosa.
b) a)
41
La kurtosis presenta una forma mesokúrtica con valores entre 0,91 Ф (0,91 µm)
a 0,97 Ф (0,97 µm), es decir un grado de concentración medio alrededor de la media
aritmética (presentando una distribución normal), lo que implica una mayor
acumulación de partículas dentro del tamaño de arenas gruesas y medias (62% hasta
67% del contenido total). Además el sesgo presenta asimetría positiva a muy positiva,
mostrando valores entre 0,23 Ф (-0,23 µm) a 0,39 Ф (-0,39 µm) (fracción fina a muy
fina), es decir, predominio de la fracción más gruesa (Figura 4.6, Tabla 4.4).
Figura 4.6: (a) Histograma del % wt de cada fracción vs. diámetro de la partícula en unidades Phi (Ф). (b)
Curva Granulométrica del % de cada fracción vs. Tamaño de grano en unidades Phi (Ф) Muestras con
distribución bimodal
En la distribución polimodal (muestras: C-P5, C-P7, C-P9, C-P10, C-P11, C-
P12, C-P18, C-P29, C-P30, C-P31, C-P34 y C-P35, Figura 5.5-a), la mediana
presenta valores, 0,58 Ф (669,00 µm) a 1,27 Ф (414,10 µm) generalmente, y -0,52 Ф
(1434,50 µm) en el punto CP-10. En cuanto al promedio los valores varían de 0,314 Ф
(804,6 µm, arena gruesa) a 1,64 Ф (320,80 µm, arena media) predominando arena
media. Los depósitos son muy mal sorteados con valores de 2,38 Ф (5,21 µm) a 2,67
a)
b)
42
Ф (6,38 µm). La kurtosis varía entre platikúrtica (0,86 µm - 0,86 Ф) en las muestras C-
P7, C-P9, C-P10 Y C-P18 a mesokúrtica (1,02 µm - 1,02 Ф) en el resto de las mismas,
prevaleciendo la distribución mesokúrtica (Figura 4.7-b, Tabla 4.4), es decir, con un
grado de concentración medio alrededor de la media aritmética, lo que indicaría un
predominio de partículas de tamaño de arenas entre gruesas y medias de ~63% a
~70% del contenido total.
El sesgo muestra dos distribuciones, una asimetría positiva a muy positiva con
valores entre 0,14 Ф (-0,14 µm) a 0,59 Ф (-0,59 µm) (fina a muy fina), es decir, con
predominio de la fracción más gruesa; y una distribución simétrica con valores de 0,09
Ф (-0,09 µm) y 0,07 Ф (-0,07 µm) (en las muestras C-P11 y C-P35) (Figura 4.7-a,
Tabla 4.4).
Figura 4.7: (a) Histograma del % wt de cada fracción vs. diámetro de la partícula en unidades Phi (Ф). (b)
Curva Granulométrica del % de cada fracción vs. Tamaño de grano en unidades Phi (Ф) Muestras con
distribución polimodal
La sedimentometría de las partículas medias y finas muestra como el
emplazamiento del LVC en la zona sur del Cantón Rumiñahui tuvo un comportamiento
a)
b)
43
homogéneo entre las partículas -1 Ф y partículas más finas 3.75 Ф. Los depósitos
están seleccionados en la fracción arena gruesa y media ya que los valores de la
media aritmética oscilan entre 0,314 Ф y 1,640 Ф.
Tabla 4.4:
Parámetros estadísticos según Folk y Ward (1957) representados en unidades Phi (Ф) de las muestras
del LVC recolectadas en campo.
MEDIANA (D50)
MEDIA (x) SORTEO (σ)
SKEWNESS (Sk)
KURTOSIS (K)
Muestras
Distribución Bimodal
C-P4 0,360 0,848 2,464 0,389 0,909
C-P6 0,232 0,602 2,256 0,355 0,969
C-P34 0,831 0,981 2,381 0,230 0,945
Distribución Polimodal
C-P5 1,066 1,118 2,469 0,173 0,934
C-P7 0,710 0,942 2,492 0,266 0,867
C-P9 0,580 0,896 2,541 0,304 0,838
C-P10 -0,521 0,314 2,384 0,589 0,896
C-P11 1,404 1,295 2,459 0,086 0,919
C-P12 0,854 1,024 2,460 0,236 0,905
C-P18 0,324 0,685 2,398 0,336 0,840
C-P29 1,535 1,640 2,547 0,156 1,024
C-P30 1,272 1,489 2,674 0,209 0,954
C-P31 1,184 1,173 2,485 0,142 0,911
C-P34 0,831 0,981 2,381 0,230 0,945
C-P35 1,453 1,324 2,419 0,073 0,974
4.3. Distribución espacial del depósito.
Los depósitos del LVC, cubren ~40% de la zona S del sector, bordeando al
Volcán Pasochoa aproximadamente hasta la cota de 3000 m.s.n.m. El LVC fluyó por el
actual valle del Río Pita, el mismo que bordea el límite oriental del Valle de los Chillos,
siendo el principal cauce para el transporte del flujo de escombros. Dicho lahar
alcanza el área que actualmente ocupan todos los poblados de la zona centro-S del
área, como son las parroquias del sur de Sangolquí y Cotogchoa en la parte central y
Rumipamba en el sector Occidental-S. Por tanto el área que cubre el depósito del LVC
es de aproximadamente 35Km2 (Figura 4.8).
44
Figura 4.8. Mapa de distribución del depósito de LVC donde se muestra el área de emplazamiento en el
Cantón Rumiñahui, Zona Sur. Líneas negras muestran las secciones estratigráficas de las zonas (A-A´)
Noroccidental, (B-B´) Central y (C-C´) Nororiental.
Debido al colapso sectorial del flanco NNE del volcán Cotopaxi (Mothes y Hall,
1998; Hall y Mothes 2007), el flujo tuvo como principal drenaje el río Pita, debido a la
45
morfología del terreno y por limitación de tres barreras naturales que lo encausaron
hacia el Norte. Estas barreras fueron los volcanes Rumiñahui, Pasochoa y
Sincholagua; los dos últimos conduciéndolo por el río Pita, donde rellenó su cauce y lo
desbordó en la parte oriental de la zona; ya que los depósitos se encuentran en cotas
altas (>3000 m.s.n.m). Además el área de estudio también estuvo influenciada por el
valle del río San Pedro, el cual bordea el occidente del Pasochoa, por donde también
fluyo el lahar dirigiéndose al NE. Probablemente los flujos de ambos ríos se fusionaron
cerca al sector de la parroquia Cotogchoa ya que se localizó un aumento de espesor
hacia el E (Figura 4.9).
Considerando el área original de los depósitos y un espesor promedio de
~1.5m (incluyendo los puntos P29, P30 y P31, los cuales están ubicados fuera del
área de estudio), se estima que el volumen del LVC es de aproximadamente 52,5km3,
mediante la correlación de las columnas estratigráficas de la zona: noroccidental,
central y nororiental (Figura 4.9, Figura 4.10 y Figura 4.11; ver Figura 4.8).
En la zona N del Pasochoa el espesor del LVC aumentan progresivamente
hacia el E, en el punto P34 llega a una potencia de 1.38m. Probablemente en este
sector se fusionaron los flujos provenientes del río Pita y del río San Pedro; siguiendo
su cauce hacia el N del Cantón (Figura 4.9).
Figura 4.9. Correlación Estratigráfica de la zona central con variación del espesor del depósito e
incrementa hacia el E (ver Figura 4.6)
Ceniza
LVC Suelo
Cangahua
Leyenda
0.80 m
2636±3 msnm
1.38 m
P34
0.55 m
2647±3 msnm
0.55 m
0.60 m
1.34 m
P35
P25
0.30 m
0.90 m
0.65 m
2560 ± 3msnm
46
Al noroccidente del Pasochoa se determinó un espesor máximo de 2.88m
(Afloramiento P31; Figura 4.1), el cual disminuye progresivamente hacia el NE: 2.01m
en P30 y 0.28m en P29 (Figura 4.10). Posiblemente se deba a la morfología del
terreno, ya que la pendiente es suave (≤0.5º; Mothes & Hall, 1998).
Figura 4.10. Correlación Estratigráfica de la zona noroccidental con variación del espesor e incremento
del depósito hacia el SO (ver Figura 4.6)
La cuenca del río San Pedro contribuye a que los flujos se transporten
fácilmente por su morfología regular, ya que el terreno es habitualmente plano, a
comparación del río Pita. Por tanto la disminución y aumento del espesor del depósito
de S a N, ratificaría el posible sector de unión de los flujos de ambos ríos.
En el límite oriental de la zona de estudio la variación del espesor se debe
principalmente: terreno irregular, escarpes pronunciados, quebradas, etc, notándose
un incremento del espesor hacia el N del cantón (Afloramiento P12; Figura 4.11).
Asimismo, la pendiente tiende a bajar su grado de inclinación, facilitando la
depositación y aumento del espesor.
Ceniza
LVC Suelo
Cangahua
Leyenda
0.28 m
2554±2 msnm
1.00 m
1.60 m
0.53 m
P29
2.01 m
2571±2 msnm
0.59 m
0.23 m
0.15 m
P30
P31
2.88 m
2571±2 msnm
0.56 m
0.33 m
1.00 m
47
Figura 4.11. Correlación Estratigráfica de la zona oriental. Nótese la variación del espesor del depósito con incremento hacia el N (ver Figura 4.6)
3084±3 msnm
0.65 m
2.31 m
0.44 m
0.61 m
P20
2973±2 msnm
0.48 m
1.61 m
1.38 m
P18
2959±2 msnm
0.63 m
0.95 m
2.50 m
1.04 m
P36
0.26 m
2963±3 msnm
1.51 m
1.15 m
0.59 m
1.15 m
P5
2912±3 msnm
0.82 m
0.43 m
0.68 m
0,32 m
P7
2848±2 msnm
0.86 m
0.76 m
2.53 m
P9
2823±3 msnm
0.74 m
0.24 m
0.64 m
P10
2786±2 msnm
1.26 m
1.30 m
0.46 m
P11
2764±2 msnm
1.20 m
0.34 m
0.48 m
P12
P4
2734±3 msnm
3.12 m
1.67 m
0.51 m
2.21 m
2875±2 msnm
>5.00 m
1.55 m
2.00 m
1.56 m
Ceniza
LVC Suelo
Cangahua
Leyenda
48
5. DISCUSIÓN
Las características principales para el reconocimiento en campo del LVC son:
el color beige, aspecto homogéneo, generalmente la unidad superior respecto a la
posición estratigráfica y por su composición litológica. Los depósitos no presentan
estructuras internas ni gradación y se encuentran comúnmente compactos con
pequeñas vesículas en su interior, indicando la presencia de agua y volátiles
atrapados en la matriz original. Además son clasto soportado de composición riolítica
en 33% (masiva gris, rojiza y bandeada), dacita (30%)y pómez biotítica (24%), así
como fragmentos de obsidiana, clastos andesíticos, tobas, escorias y brecha en menor
cantidad (Figura 5.1), evidenciando los diferentes episodios eruptivos a lo largo de la
evolución volcánica del Cotopaxi. Asimismo, se encontraron pequeños grumos de
suelo, confirmando que el flujo fue de carácter erosivo (Hall y Mothes, 2008).
Figura 5.1. Histograma de distribución de litología del depósito del LVC analizada en microscopio
binocular
En cuanto a la relación de aspecto, los depósitos presentan en promedio 85%
de matriz y 15% de clastos. Específicamente los depósitos contienen desde 4% de
clastos (Afloramiento P11; Fotografía 4.1-b) hasta 21% de clastos (Afloramiento P4;
Fotografía 4.1-a), lo cual indicaría leve variación textural en los depósitos, debido a la
concentración moderada de clastos en ciertos lugares. Los depósitos del LVC varían
49
en campo dependiendo de la morfología por donde fluyó, teniendo mayor
concentración de clastos generalmente en paleocauses o quebradas con fuertes
pendientes (zona oriental, cauce del río Pita; Figura 4.6), mientras que los depósitos
con mayor contenido de matriz se ubican en zonas relativamente menos accidentadas
o planas (zona occidental, cauce del río San Pedro; Figura 4.6).
La potencia de los depósitos también varía según la morfología y cota del
terreno por donde fluyó el lahar. Los espesores más finos se localizan generalmente
en zonas planas con pendientes suaves como Loreto, Cotogchoa y en la vía a
Amaguaña cerca al desvío de la ruta de los volcanes (P29 con 0,28m; Figura 4.8), y
en cotas altas (3000-2750 m.s.n.m.) como Rumipamba, La Moca y San Antonio (P20
con 0,65m; Figura 4.9). Los espesores de mayor potencia (~1 y 1,5m) se observaron
en los paleocauses. Sin embargo, al noroccidente del Pasochoa se encontró un
espesor máximo de 2.88m (Afloramiento P31; Fotografía 4.5), lo cual confirmaría
posiblemente que la mayor cantidad del LVC fluyó por el Río San Pedro, tal como lo
menciona Hall y Mothes (1998).
Respecto al tamaño promedio de los clastos en afloramiento, el diámetro varía
de 7 a 20cm aproximadamente, sin embargo, bloques ≥1m de diámetro se localizan
únicamente en los puntos P4 (nororiente) y P31 (noroccidente) del Pasochoa
(Fotografía 4.2 y Fotografía 4.5 respectivamente). Estos puntos se diferencian
porque en el punto P4 existe mayor cantidad de clastos (21%) y en el P31 9%. La
variación probablemente se deba a diferencias entre velocidades de emplazamiento ya
que un flujo más energético acarrea mayor cantidad de clastos debido a cambios en la
inclinación de las pendientes. Además, al fluir a velocidades considerables, el lahar
adquiere mayor energía como se confirma en el punto P4, de acuerdo a la tendencia
bimodal con tamaño de arena gruesa. Asimismo, en el punto P31 la distribución es
polimodal con tamaño de arena media, indicando menor energía del flujo para acarrear
el material.
Generalmente los clastos no presentan gradación alguna y están distribuidos
en todo el depósito sin acomodación preferencial o balance de masas (Scott, 1988).
Sin embargo, en los puntos P-4 y P-31 los clastos muestran cierta orientación en la
dirección del flujo (S-N preferentemente; Fotografía 4.2 y Fotografía 4.5), lo que
indicaría que el lahar se comportó como un flujo de tipo laminar.
En las inmediaciones del punto P31 (Figura 4.1), al margen izquierdo de la vía
a Amaguaña en sentido SO-NE, afloran megabloques de ~1m de diámetro y son
características fracturas ¨Jigsaw-crack¨, debido a la fragmentación por colisión entre
50
ellos creando una matriz intraclástica areno-limosa. Estas estructuras son típicas en
flujos con muy poca presencia de agua, dependen del tipo de roca y distancia
recorrida, asimismo, presentes en los clastos de las facies de bloques de una
avalancha de escombros (Ui et al., 2000; Ui y Glicken, 1986). Por tanto, la presencia
de estas estructuras, sería una de las características que confirmaría que el LVC fue
generado inicialmente por una avalancha de escombros debido de los flancos NNE del
Cotopaxi ~4500 años A.P. (Mothes y Hall, 1998; Hall y Mothes, 2007).
Mediante el análisis de distribución de tamaño de grano, se determinó que el
depósito del LVC presenta una tendencia dominante de arenas (gruesas y medias;
2.00 a 0.063mm) del 62%, gravas (4.00 a 2.00mm) del 25% y la cantidad entre limos y
arcillas (<0.063mm) en 13%, no obstante en el punto P-30 alcanza 17,9% y en el
punto P-29 el 17,3% (Tabla 4.3). Además, mediante el diagrama triangular de gravas,
arenas y limos se determinó que la clasificación textural del depósito es arena-lodo-
gravosa, asimismo por medio del diagrama triangular de arena, limo y arcilla se estimó
la textura arena limosa (Figura 4.3), la cual no es un dato veraz ya que no se calculó
la cantidad exacta de arcilla en el depósito.
Si bien en el presente estudio no se realizó un análisis de las partícula finas
(<0.063mm) para diferenciar el porcentaje en peso tanto de limos y principalmente
arcillas, la cantidad de limo y arcilla (~13%) en el peso total de la muestra podrían
haber contribuido a que el lahar adopte ciertas características de los flujos de
escombros cohesivos, como la segregación o separación de clastos, recorrer grandes
distancias sin transformación textural significativa, dilución retardada o nula tal como lo
menciona Vallance (2000). Esto podría confirmarse ya que el espesor permanece
constante a lo largo de la zona de estudio.
Realizado el análisis e interpretación de los datos, la principal divergencia
según el estudio de Mothes y Hall (1998), es el contenido de arcilla realizado en 5
muestras; donde obtuvieron menos del 1%, catalogando al flujo como no cohesivo por
contener menos del 3% de arcilla (Scott, 1988). Mothes y Hall (1998), además
mencionan que el lahar parece no haber sufrido mayor variación textural a lo largo de
su recorrido, sin embargo según Scott (1988) está característica es común en flujos
cohesivos ya que las arcillas envuelven a los clastos llevándolos en suspensión,
evitando así el balance de masas o Tamizado Cinético (Vallance, 2000) lo cual es
evidente ya que los clastos se depositaron en forma uniforme.
51
6. CONCLUSIONES
EL LVC se lo reconoció en campo por ser la unidad superior respecto a la
posición estratigráfica, en cada uno de los afloramientos sobreyacida
generalmente por una capa de suelo, su color beige, estructura masiva y
principalmente por la composición litológica, alto contenido de riolitas masivas y
bandeadas, dacitas, pómez y obsidiana. Además, siempre subyacida por
Cangahua, considerada el principal marcador estratigráfico para su
identificación.
La distribución litológica de los depósitos muestra que los clastos de riolita
(gris, roja, masiva y bandeada) están presentes en mayor cantidad (33%),
dacitas en 30%, pómez vesiculares con biotita en 24%, tobas en 5% y los
clastos ≤3% representan las obsidianas, escorias y clastos de andesitas (con
hornblenda en 3% y con piroxenos en 1%), además, ≤1% brecha.
Se evidencia que la generación del LVC fue por colapso de flanco del volcán
Cotopaxi, debido a la presencia en la zona noroccidente del Pasochoa de
bloques métricos con fracturas “Jigsaw Cracks” o fracturas en “rompecabezas”
observadas generalmente en la facies de bloques de una avalancha de
escombros.
Por medio de la correlación entre las columnas estratigráficas, se determinó
que el depósito del LVC presenta un espesor promedio ~1.5m. La variación del
espesor en la zona central se incrementa hacia el E, en la zona noroccidental
se incrementa hacia el SO y en la zona oriental el espesor se incrementa hacia
el N. El mayor espesor de los depósitos corresponde a la zona noroccidental
con una potencia de 2.88m (P31; Figura 4.1), lo cual posiblemente confirmaría
que la mayor cantidad del lahar fluyó por el cauce del río San Pedro (Mothes y
Hall, 1998).
52
Con la interpolación de los espesores de los afloramientos (Figura 4.1) se
estimó una posible área original del LVC de aproximadamente 35km2, y un
espesor promedio de 1,5m, estimando el volumen del depósito en 52,5km3.
EL LVC es un depósito heterométrico con clastos de arena fina a grandes
bloques (≥1m de diámetro); y heterolítico por su variedad litológica con clastos
de riolita, dacita, andesita, tobas, pómez, obsidiana, debido al acarreo de
material volcánico generado en distintos eventos eruptivos, asimismo, material
extraño como grumos de suelo a lo largo de su recorrido.
El tamaño de grano dominante en el depósito es arena (1.00 - 0.063mm) del
62%, seguido de gravas (4.00 – 2.00mm) con 24% y la cantidad entre limos y
arcillas (≤0.063mm) con 13%. El tamaño de las partículas varía según el lugar
donde se emplazó el flujo, respecto a la cota, morfología y pendiente del
terreno, lo cual estaría directamente relacionado con la velocidad de
emplazamiento.
Mediante el análisis en diagramas triangulares de clasificación textural se
concluye que el depósito presenta una textura areno-lodo-gravosa, respecto a
las partículas gruesas (arenas y gravas) y una textura areno limosa en cuanto a
las partículas finas (limos y arcillas), considerando que no se calculó la
cantidad exacta entre limos y arcillas
El análisis sedimentométrico señala que el depósito es bimodal y polimodal,
muy pobremente sorteado, lo que indicaría fluctuaciones en la velocidad de
emplazamiento, posiblemente por la morfología o topografía del terreno. Esto
indicaría que en el flujo prevalecieron fluctuaciones de energía medias a altas.
Asimismo, el análisis muestra que el lahar se comportó de manera homogénea
dentro de la zona de estudio ya que todas las muestras corresponden a la
fracción de arena gruesa y media.
EL LVC en su emplazamiento alcanzó cotas de hasta ~3000 m.s.n.s.m. en los
flancos del Pasochoa (P20-Rumipamba; Figura 4.1), además cubrió ~70% del
área de estudió, siendo sus principales cauces los ríos Pita y San Pedro.
53
7. RECOMENDACIONES
El LVC no es un lahar similar a los flujos de lodo producido en el Nevado del
Ruiz en Colombia (1985), Galunggung y Awu en Indonesia (1822 y 1856),
Cotopaxi en Ecuador (1877), etc, habitualmente generados por fusión del
casquete glacial, lluvias torrenciales, entre otros. El LVC fue generado por un
colapso de flanco que formó una avalancha de escombros (lo cual no ha sido
un proceso común a lo largo de la historia eruptiva del Cotopaxi), razón por la
cual el estudio de este tipo de erupciones y los depósitos formados por colapso
sectorial deben ser analizados con parámetros más rigurosos ya que el gran
volumen que poseen (~3.8km3; Mothes y Hall, 1998) no solo afectaría a las
inmediaciones de los principales cauces (ríos Pita, Santa clara y San Pedro)
sino cubría totalmente el Valle de los Chillos.
Considerando que existe información general sobre este lahar y sin descartar
la posibilidad de que un suceso similar pueda producirse en el futuro y aunque
las características del volcán probablemente no sean similares a las de ~4500
años A.P., es necesario realizar un análisis más detallado de las características
del LVC, para comprender de mejor manera su antiguo comportamiento, se
recomienda realizar el análisis más detallado sobre el contenido de arcilla para
cada uno de los depósitos disponibles para conocer con mayor exactitud el
contenido de arcilla y ahí poder determinar menos aleatoriamente si el flujo es
o no cohesivo.
54
8. CITAS BIBLIOGRÁFICAS
Andrade, D., Eissen, J.-P., Bourdon, E., Monzier, M., Beate, B., Hidalgo, S.,
2004. Diferencias petrográficas y geoquímicas en las lavas del Complejo
Volcánico Pululahua. Investigaciones en Geociencias, vol. 1, pp. 53–56.
Andrade, D., Hall, M., Mothes, P., Troncoso., L., Eissen, J., Samaniego., P.,
Yepez, H. (2005). Los peligros volcánicos asociados al Cotopaxi. 13-14-15-16-
47-49.
Barazangi, M., & Isacks, B. L. (1976). Spatial distribution of earthquakes and
subduction of the Nazca plate beneath South America. Geology, 4(11), 686-
692.
Barba, D., 2006. Estudio Volcanológico del Complejo Volcánico Chimborazo-
Ecuador. Tesis de Grado, Escuela Politécnica Nacional, 216 pp.
Barba, D., Robin, C., Samaniego, P., Eissen, J.P., 2008. Holocene recurrent
explosive activity at Chimborazo Volcano (Ecuador). J. Volcanol. Geotherm.
Res. 176, 27–35 (this issue).
Barberi, F., Coltelli, M., Ferrara, G., Innocenti, F., Navarro, J. M. & Santacroce,
R., 1988. Plio-Quaternary volcanism in Ecuador. Geol. Mag., v. 125, p.1-14.
Barberi, F., Coltelli, M., Frullani, A., Rosi, M., Almeida, E., (1995). Chronology
and dispersal characteristics of recently (last 5000 years) erupted tephra of
Cotopaxi (Ecuador): implications for long- term eruptive forecasting.
Beate, B., 2003. La Avalancha de Escombros del Volcán Huanguillaro,
Complejo volcánico Chachimbiro, Cordillera Occidental, Provincia de Imbabura.
Quintas Jornadas en Ciencias de la Tierra. Pp 8.
Belousov, A., belousova, M. & Voigth, B., 1999. Multiple edifice failures, debris
avalanches and associated eruptions in Holocene history of Shiveluch volcano,
Kamchatka, Russia. Bull. Vol, 66; pp. 324-342.
Bernard, B., 2005. Structural analysis and experimental investigation of the
Perrier debris avalanche deposits (French Massif Central). Master Recherche «
Magmas et Volcans ». Université Blaise Pascal – Clermont Ferrand II; 49 pp.
55
Bernard, B., de Vries, B. V. W., Barba, D., Leyrit, H., Robin, C., Alcaraz, S., &
Samaniego, P. (2008). The Chimborazo sector collapse and debris avalanche:
deposit characteristics as evidence of emplacement mechanisms. Journal of
Volcanology and Geothermal Research, 176(1), 36-43.
Beverage, J.P., Culbertson, J.K., 1964. Hyperconcentrations of suspended
sediment. Am. Soc. Civ. Eng. 90, 117–126.
Bourdon, E., Eissen, J. P., Gutscher, M. A., Monzier, M., Hall, M. L., & Cotten,
J. (2003). Magmatic response to early aseismic ridge subduction: the
Ecuadorian margin case (South America). Earth and Planetary Science Letters,
205(3), 123-138.
Blott, S. J., & Pye, K. (2001). GRADISTAT: a grain size distribution and
statistics package for the analysis of unconsolidated sediments. Earth surface
processes and Landforms, 26(11), 1237-1248.
Brunsden, D. 1979: Mass movements. In Embleton, C. and Thornes, J., editors,
Process in geomorphology, London: Edward Arnold, 130-86.
Bryant, J. A., Yogodzinski, G. M., Hall, M. L., Lewicki, J. L., & Bailey, D. G.
(2006). Geochemical constraints on the origin of volcanic rocks from the
Andean Northern Volcanic Zone, Ecuador. Journal of Petrology, 47(6), 1147-
1175.
Cáceres, B., Ramírez, J., Francou, B., Eissen, J. P., Taupin, J. D., Jordan, E.,...
& Bucher, R. (2004). Determinación del volumen del casquete de hielo del
volcán Cotopaxi. Report, IRD, INAMHI, IG-EPN & INGEOMINAS, INAMHI,
Quito, Ecuador, 1-54.
Capra, L., Poblete, M.A., Alvarado, R., 2004. The 1997 and 2001 lahars of
Popocatépetl volcano (Central Mexico): textural and sedimentological
constraints on their origin and hazads. Journal of volcanology and geothermal
research 131, 351-369.
Clapperton, CH., 1990. Glacial and volcanic geomorphology of the Chimborazo
and Carihuairazo Massif, Ecuadorian Andes. Transactions of the Royal Society
of Edinburg: Earth Science; Vol. 81; pp 91-116.
Crandell, D. R., 1989. Gigantic debris avalanche of Pleistocene age from
ancestral Mount Shasta volcano, California, and debris-avalanche hazard
zonation. U.S. Geological Survey Professional Paper, 1861, 32 pp.
Daly, M. C. (1989). Correlations between Nazca/Farallon plate kinematics and
forearc basin evolution in Ecuador. Tectonics, 8(4), 769-790.
Deniaud, Y., Baby, P., Basile, C., Ordoñez, M., Montenegro, G., & Mascle, G.
(1999). Opening and tectonic and sedimentary evolution of the Gulf of
56
Guayaquil: Neogene and Quaternary fore-arc basin of the south Ecuadorian
Andes. Comptes Rendus de l'Academie des Sciences Series IIA Earth and
Planetary Science, 3(328), 181-187.
Dumont, J.F., Santana, E., Vilema, W., 2005a. Morphologic evidence of active
motion of the Zambapala Fault, Gulf of Guayaquil (Ecuador). Geomorphology
65, 223–239.
Dumont, J.F., Santana, E., Vilema, W., Pedoja, K., Ordonez, M., Cruz, M.,
Jimenez, N., Zambrano, I., 2005b. Morphological and microtectonic analysis of
Quaternary deformation from Puna and Santa Clara Islands, Gulf of Guayaquil,
Ecuador (South America). Tectonophysics 399, 331–350.
Feininger, T., and Bristow, R. (1980). Cretaceous and Paleogene geologic
history of coastal Ecuador. In "Geol. Rdsch." pp. 849-874.
Feininger, T. & Seguin, M. K. (1983). Bouguer gravity anomaly field and inferred
crustal structure of continental Ecuador. Geology 11, 40–44.
Folk, R. L., & Ward, W. C. (1957). Brazos River bar: a study in the significance
of grain size parameters. Journal of Sedimentary Research, 27(1).
Folk, R. L. (1974). Petrography of sedimentary rocks. Univ. Texas, Hemphill,
Austin, Tex, 182.
Garrison, J., Davidson, J., Reid, M., Turner, S., 2006. Source versus
differentiation controls on U-series disequilibria: Insights from Cotopaxi
Volcano, Ecuador. Earth Planet. Sci. Lett. 244, 548–565.
Glicken H. X., 1991. Sedimentary architecture of large volcanic-debris
avalanches. In Sedimentation in Volcanic Settings. SEPM Spec. Publication, v.,
45, p. 99-106.
Graindorge, D., Calahorrano, A., Charvis, P., Collot, J. Y., & Bethoux, N.
(2004). Deep structures of the Ecuador convergent margin and the Carnegie
Ridge, possible consequence on great earthquakes recurrence interval.
Geophysical Research Letters, 31(4).
Guillier, B., Chatelain, J. L., Jaillard, E., Yepes, H., Poupinet, G., & Fels, J. F.
(2001). Seismological evidence on the geometry of the Orogenic System in
central‐northern Ecuador (South America). Geophysical Research Letters,
28(19), 3749-3752.
Gutscher, M. A., Malavieille, J., S., L., and Collot, J.-Y. (1999a). Tectonic
segmentation of the North Andean margin: impact of the Carnegie Ridge
collision. Earth and Planetary Science Letters 168, 255-270.
57
Hall, M.L., Beate, B., 1991. El Volcanismo Plio-Cuaternario en los Andes del
Ecuador. El Paisaje Volcánico de la Sierra Ecuatoriana, Corp. Edit. Nac., Quito,
pp. 5–18.
Hall, M. L., Robin, C., Beate, B., Mothes, P., & Monzier, M. (1999). Tungurahua
Volcano, Ecuador: structure, eruptive history and hazards. Journal of
Volcanology and Geothermal Research, 91(1), 1-21.
Hall, M.,Mothes, P., (2007). The rhyolitic–andesitic eruptive history of Cotopaxi
volcano, Ecuador.
Hall, M., Mothes, P., 2008. The rhyolitic-andesitic eruptive history of Cotopaxi
Volcano, Ecuador. Bull. Volcanol 70, 675–702.
Hall,M.L.,Mothes, P.A., 2008. Quilotoa volcano—Ecuador: an overview of the
young dacitic volcanism in a lake-filled caldera. J. Volcanol. Geotherm. Res.
176, 44–55 (this issue).
Hall, M., Samaniego P., Le Pennec J., Johnson J., (2008). Ecuadorian Andes
volcanism: A review of Late Pliocene to present activity.
Hammersley, L. 2003. The Chalupas caldera. PhD Dissertation. Univ.
California, Berkeley.
Hidalgo, S., Monzier, M., Martin, H., Chazot, G., Eissen, J.P., Cotten, J., 2007.
Adakitic magmas in the Ecuadorian Volcanic Front: Petrogenesis of the Iliniza
Volcanic Complex (Ecuador). J. Volcanol. Geotherm. Res. 159, 366–392.
Hidalgo, S., Monzier, M., Almeida, E., Chazot, G., Eissen, J.P., van der Plicht,
J., Hall, M.L., 2008. Late Pleistocene and Holocene activity of Atacazo–
Ninahuilca Volcanic Complex (Ecuador). J. Volcanol. Geotherm. Res. 176, 16–
26 (this issue).
INECEL, 1989. Proyecto hidroeléctrico San Francisco: informe Final de
Vulcanología, Reporte no publicado. República del Ecuador, Ministerio de
Energía y Minas. 123p.
Jaillard, E., Ordoñez, M., Benitez, S., Berrones, G., Jiménez, N., Montenegro,
G., & Zambrano, I. (1995). Basin development in an accretionary, oceanic-
floored fore-arc setting: southern coastal Ecuador during late Cretaceous-late
Eocene time.
Jaya, D., 2004. El Colapso del volcán Tungurahua en el Holoceno Superior:
Análisis de estabilidad y dinamismos explosivos asociados. Tesis de Grado.
Escuela Politécnica Nacional-Quito., 140p.
Kellogg, J. N., Vega, V., Stailings, T. C., & Aiken, C. L. (1995). Tectonic
development of Panama, Costa Rica, and the Colombian Andes: constraints
58
from global positioning system geodetic studies and gravity. Geological Society
of America Special Papers, 295, 75-90.
Kellogg, J. N., & Mohriak, W. U. (2001). The tectonic and geological
environment of coastal South America. In Coastal Marine Ecosystems of Latin
America (pp. 1-16). Springer Berlin Heidelberg.
Kerle, N. & van Wyk de Vries, B., 2001. The 1998 debris avalanche at Casita
volcano, Nicaragua- investigation of structural deformation as the cause of
slope instability using remote sensing. J. Vol. Geoth. Res. V, 105; pp. 49-63.
Krumbein, W. C., & Sloss, L. L. (1969). Estratigrafía y sedimentación. Centro
Regional de Ayuda Tecnica.
Le Pennec, J. L., Hall, M., Robin, C. & Bartomioli, E., 2006. Tungurahua
Volcano, Late Holocene Activity. Field Guide, Fourth Conference Cities on
Volcanoes 4. Quito-Ecuador.
Le Pennec, J. L., Ruiz, A. G., Eissen, J. P., Hall, M. L., & Fornari, M. (2011).
Identifying potentially active volcanoes in the Andes: Radiometric evidence for
late Pleistocene-early Holocene eruptions at Volcán Imbabura, Ecuador.
Journal of Volcanology and Geothermal Research, 206(3), 121-135.
Leyrit, H. & Monteneat, C., 2000. “Volcaniclastic rocks from magmas to
sediments, Flank collapse and debris avalanches deposits”, Gordon and
Breach Science Publishers, p. 111-129.
Litherland, M., Aspden, J. A. & Jemielita, R. A. (1994). The Metamorphic Belts
of Ecuador. Keyworth: British Geological Survey.
Lonsdale, P. (1978), The Ecuadorian subduction system, AAPG. Bull., 62,
2454–2477.
Lonsdale, P. (2005). Creation of the Cocos and Nazca plates by fission of the
Farallon plate. Tectonophysics, 404(3), 237-264.
Lowe, D.R. 1979: Sediment gravity flows: their classification and some
problems of application to natural flows and deposits. In Doyle, L.J. and Pilkey,
O.H., editors, Geology of continental slopes, Society of Economic
Palaeontologists and Mineralogists, 75-82.
Lowe, D.R. 1982: Sediment gravity flows: II Depositional models with special
reference to the deposits of high-density turbidity currents. Journal of
Sedimentary Petrology 52, 279-98.
Manchuel, K., Pontoise, B., Béthoux, N., Régnier, M., Font, Y., Sallares, V. &
Yépes, H. (2009). Sismicidad e implicaciones estructurales en el área de
Esmeraldas (Norte de Ecuador): a partir de los experimentos Sublime y
59
Esmeraldas. Geología y Geofísica Marina y Terrestre del Ecuador, 1st edn.
Argudo & Asociados, Guayaquil-Ecuador, 167-179.
McGuirre, 1996. Volcano instability: a review of contemporany themes. In
Volcano Instability on the Earth and Other Palnets, edited by W. J. McGuirre, A.
P. Jones and J. Neuberg. Geol Soc. Spec. Publication, v. 110, p. 1-23.
Minura, K. & Kawachi, S., 1981. Nirasaki debris avalanche, a catastrophic event
at the Yatsugatake volcanic chain, central Japan (abstract). Abstr, 1981 IAVCEI
Symposium, Tokyo and Hakone, p. 237.
Monzier M., Robin C., Samaniego P., Hall M. L., Cotton J., Mothes P. & Arnaud
N., 1999. Sangay Volcano, Ecuador: Structural Development, Present Activity
and Petrology. J. Volcanol Geotherm Res. Vol. 90, pp. 49-79
Monzier, M., Bourdon, E., Samaniego, P., Eissen, J. P., Robin, C., Martin, H., &
Cotten, J. (2003, April). Slab melting and Nb-enriched mantle beneath NVZ. In
EGS-AGU-EUG Joint Assembly.
Mothes, P. A., Hall, M. L., & Janda, R. J. (1998). The enormous Chillos Valley
Lahar: an ash-flow-generated debris flow from Cotopaxi Volcano, Ecuador.
Bulletin of Volcanology, 59(4), 233-244.
Mourier, T., Laj, C., Mégard, F., Roperch, P., Mitouard, P., & Medrano, A. F.
(1988). An accreted continental terrane in northwestern Peru. Earth and
Planetary Science Letters, 88(1-2), 182-192.
Pedoja, K., Dumont, J.F., Lamothe, M., Ortlieb, L., Collot, J.Y., Ghaleb, B.,
Auclair, M., Alvarez, V., Labrousse, B., 2006. Plio-Quaternary uplift of the
Manta Peninsula and La Plata Island and the subduction of the Carnegie Ridge,
central coast of Ecuador. J. South Am. Earth Sci. 22, 1–21.
Pedoja, K., Ortlieb, L., Dumont, J. F., Lamothe, M., Ghaleb, B., Auclair, M., &
Labrousse, B. (2006). Quaternary coastal uplift along the Talara Arc (Ecuador,
Northern Peru) from new marine terrace data. Marine Geology, 228(1), 73-91.
Pennington, W. D. (1981). Subduction of the eastern Panama Basin and
seismotectonics of northwestern South America. Journal of Geophysical
Research: Solid Earth, 86(B11), 10753-10770.
Pierson, T. C. (1986). Flow behavior of channelized debris flows, Mount St.
Helens, Washington. Hillslope processes, 269-296.
Pierson, T. C., & Costa, J. E. (1987). A rheologic classification of subaerial
sediment-water flows. Reviews in engineering geology, 7, 1-12.
Robin, C., Hall, M., Jimenez, M., Monzier, M. & Escobar, P., 1997. Mojanda
Volcanic Complex (Ecuador): development of two adjacent contemporaneous
60
volcanoes contrasting eruptive styles and magmatic suites; Journal of South
America Earth Sciences, Vol 10 N° 5-6, pp 345-359.
Robin, C., Samaniego, P., Le Pennec, J.L., Mothes, P., van der Plicht, J., 2008.
Late Holocene phases of dome growth and Plinian activity at Guagua Pichincha
volcano (Ecuador). J. Volcanol. Geotherm. Res. 176, 7–15 (this issue).
Rosi, M. (1989). Mapa geológico del Volcán Guagua Pichincha. Elaborado por
Geotermica Italian Srl. Instituto Geográfico Militar: Quito, Ecuador.
Ruiz, G., 2003. Estudio Geovolcanológico del Complejo Volcánico Imbabura.
Tesis de Grado. Escuela Politécnica Nacional-Quito., pp. 16-20.
Samaniego, P., Martin, H., Monzier, M., Fornari, M., Esissen, J.-P. & Cotton, J.
2005. Temporal Evolution of Magmatism at Northern Volcanic Zone of the
Andes: the Geology and Petrology of the Cayambe Volcanic Complex
(Ecuador)., J. Petrology 46(11), 2225-2252, doi: 10.1093/petrology/egi053.
Scott, K. M. (1988). Origins, behavior, and sedimentology of lahars and lahar-
runout flows in the Toutle–Cowlitz River system. U.S. Geol. Surv. Prof. Pap.
1447-A.
Scott, K. M., Vallance, J. W., & Pringle, P. T. (1995). Sedimentology, behavior,
and hazards of debris flows at Mount Rainier, Washington (No. 1547). US
Geological Survey.
Siebert L. (1984). Large volcanic debris avalanches: characteristics of source
areas, deposits, and associated eruptions. Journal of Volcanology and
Geothermal Research. 22: 163-197.
Siebert, L., Glicken H. & Ui T., 1987. Volcanic hazards from Bezymianny and
Bandai type eruptions. Bulletin Volcanology, v. 49, 435-459.
Siebert, L., Glicken, H. & Kienle J., 1989. Debris avalanches and lateral blasts
at Mount St. Augustine Volcano, Alaska: National Geographic Research, v. 5, p.
232-249.
Stern, C. R., Futa, K., & Muehlenbachs, K. (1984). Isotope and trace element
data for orogenic andesites from the Austral Andes. In Andean magmatism (pp.
31-46). Birkhäuser Boston.
Thorpe, R. S., Francis, P.W., Hammill, M., Baker, M.C.W., (1982). The Andes,
in: R.S. Thorpe (Ed.), Andesites: Orogenic Andesites and Related Rocks, John
Wiley and Sons, Chichester, 1982, pp. 187-205.
Trenkamp, R., Kellogg, J. N., Freymueller, J. T., & Mora, H. P. (2002). Wide
plate margin deformation, southern Central America and northwestern South
America, CASA GPS observations. Journal of South American Earth Sciences,
15(2), 157-171.
61
Udden, J. A. (1898). The Merchanical Composition of Wind Deposits (No. 1).
Lutheran Augustana book concern, printers.
Ui T., Takarada S. & Yoshimoto M., 2000. Debris Avalanches In: Encyclopedia
of Volcanoes, Academic Press eds, London, 617, 628.
United States Geological Survey 1982: Goals and tasks of the landslide part of
a ground-failure hazards reduction program. United States Geological Survey
Circular 880. (49 pp.)
Vallance, J. (2000). Lahars. En H. Sigurdsson (Ed.), Encyclopedia of
Volcanoes, pp 601-616. USA: Academic Press.
Vidal, N. & Merle, O., 2000. Reactivation of basement faults beneath volcanoes:
a new model of flank collapse. J. Volc. Geoth. Res., v. 99: pp. 9-26.
Wentworth, C. K. (1922). A scale of grade and class terms for clastic
sediments. The Journal of Geology, 30(5), 377-392.
Winter, T., Avouac, J. P., & Lavenu, A. (1993). Late Quaternary kinematics of
the Pallatanga strike-slip fault (Central Ecuador) from topographic
measurements of displaced morphological features. Geophysical Journal
International, 115(3), 905-920.
Witt, C., Bourgois, J., Michaud, F., Ordonez, M., Jimenez, N., Sosson, M.,
2006. Development of the Gulf of Guayaquil (Ecuador) during the Quaternary
as an effect of the North Andean block tectonic escape. Tectonics 25.
62
GLOSARIO
A.P.: antes del presente
AD: avalancha de escombros
AVZ: zona volcánica austral
BLAST: explosión dirigida
BNA: Bloque Norandino
CH-I: Chimborazo I
CVI: Complejo volcánico Imbabura
CVZ: zona volcánica central
DAD: depósito de avalancha de escombros
K.A.: miles de años
LVC: Lahar del Valle de los Chillos
M.A.: millones de años
M.S.N.M.: metros sobre el nivel del mar
NVZ: zona volcánica norte
VEI: Índice de explosividad volcánica
64
ANEXO A
Ubicación de las muestras del Lahar del Valle de los Chillos – LVC
Coordenadas Altura Punto Muestra Sector
Este Norte (msnm)
787004 9957387 2734±3 4 C-P4 Corte Vía La Libertad
787113 9953921 2963±3 5 C-P5 La Moca
788675 9956144 2875±2 6 C-P6 Polígono de Tiro-GEO
788458 9955978 2912±3 7 C-P7 Vía Rumipamba
788550 9957405 2848±2 9 C-P9 Loreto-Estadio
788518 9958063 2823±3 10 C-P10 Loreto-Invernadero
788155 9959053 2786±2 11 C-P11 Salida Loreto
787961 9959443 2764±3 12 C-P12 Loreto (Norte)
787328 9952296 2973±2 18 C-P18 Esc. Guarzagua (Rumipamba)
786857 9950223 3084±3 20 NO Tanipamba
783045 9959694 2560±3 25 C-P25 Cotogchoa
780885 9959392 2554±3 29 C-P29 Tecnológico Rumiñahui
780186 9959040 2571±3 30 C-P30 Inchalillo
779186 9958522 2567±3 31 C-P31 Vía Pintag
785249 9959311 2636±3 34 C-P34 San Vicente
784371 9959024 2647±3 35 C-P35 Vía San Vicente - Cotogchoa
786140 9952839 2959±2 36 NO Via a San Antonio
65
ANEXO B
Afloramientos del Lahar del Valle de los Chillos – LVC
P5
P6
LVC
Cangahua
Ceniza
Suelo
1,67 m
Paleosuelo
SO NE
LVC
Suelo
SE NO
1,67 m.
Cangahua
Ceniza
66
P7
P9
P10
LVC
Suelo
S N
Ceniza
1,67 m.
Cangahua
LVC
Suelo S N
Cangahua
1,00 m.
LVC
Suelo S N
Cangahua
1,00 m
67
P11
P12
P25
LVC
Suelo
N SE
Cangahua
1,67 m
LV
C
Suelo
1,67 m
NO SE
Cangahua
LVC
NE
Suelo
1.67 m
SO
Ceniza
68
P29
P30
P34
1,67m
SO NE
LVC
Cangahua
Ceniza
Suelo
1,67m
E O
LVC
Cangahua
Suelo
1,67m.
E O
LVC
Suelo
70
ANEXO C
Método de conteo clastos / matriz por medio de una malla de un 1 m2 dividida cada 10
cm.
P5
P6
P7
75
L
V
C
ANEXO D
Columnas Estratigráficas de los afloramientos del Lahar del Valle de los chillos – LVC
Potencia
Litología
P6 - Descripción
Suelo orgánico de tonalidad oscura, con restos de raíces y vegetación en la superficie.
Ceniza de color café, clastos de pómez de pocos centímetros en matriz de arena fina.
Contacto irregular
Estruc.: sin estratificación, grueso, masivo Text.: tamaño de grano desde arenas finas a bloques hasta de ~0,25 m de diámetro, pobremente sorteado, matriz soportado, clastos generalmente de subangulares a angulares, subredondeados solo pómez. Comp.: >75% de matriz color beige entre arenas, limos y arcilla; <25% de clastos compuestos de pómez (blanco), riolitas masivas y bandeadas (gris claras-oscuras), dacitas (gris claro), obsidiana masivas y perlíticas, andesitas oscuras hornbléndicas y piroxénicas (rara vez)
Contacto erosivo Cangahua de Color beige, clastos centimétricos de pómez amarillo-blanquesino dentro de una matriz de
ceniza fina.
f af am ag Gr Blq
6,11 m
1,55 m
2,00 m
1,56 m
2875±2 msnm
76
LV C
LVC
Potencia
Litología
P4 - Descripción
Suelo orgánico de tonalidad oscura, vegetación en el tope y restos de raíces. Ceniza de color café, clastos de pómez de pocos centímetros en matriz arena fina. Contacto irregular
Estruc.: sin estratificación, grueso, compacto. Text.: tamaño de grano desde arenas finas a grandes bloques hasta de ~1,5 m de diámetro, pobremente sorteado, variación irregular lateral y vertical, matriz soportado, clastos generalmente subangulares a angulares, subredondeados solo pómez. Comp.: >75% de matriz areno-limosa arcillosa de color beige; <25% de clastos compuestos de pómez (blanco), riolitas masivas y bandeadas (gris claras-oscuras), dacitas (gris claro), obsidiana masivas y perlíticas, andesitas oscuras honrbléndica y piroxénicas (muy pocas).
Contacto erosivo Cangahua de color beige, clastos centimétricos de pómez amarillo-blanquesino dentro de una matriz de ceniza fina.
Potencia
Litología
P7 - Descripción
Suelo orgánico de tonalidad oscura, con restos de raíces y vegetación en la superficie. Ceniza de color café, clastos de pómez de
pocos centímetros en matriz de arena fina. Contacto irregular Contacto erosivo Cangahua de color beige, clastos
centimétricos de pómez amarillo-blanquesino dentro de una matriz de ceniza fina.
3,12 m
1,67 m
0,51 m
2,21 m
2734±3 msnm
f af am ag gr blq
f af am ag gr blq
2912±3 msnm
0,82 m
0,43 m
0,68 m
0,32 m
Estruc.: sin estratificación, fino, masivo, los clastos más grandes sobresalen del depósito.
Text.: tamaño de grano desde arenas finas a bloques hasta de 0,30 m de diámetro, pobremente sorteado, matriz soportado, clastos generalmente de subangulares a angulares, redondeados a subredondeados solo pómez.
Comp.: >75% de matriz color beige entre arenas, limos y arcilla; <25% de clastos compuestos de pómez (blanco), riolitas masivas y bandeadas (gris claras-oscuras), dacitas (gris claro), obsidiana masivas y perlíticas, andesitas oscuras hornbléndicas y piroxénicas (rara vez)
77
LVC
LVC
LVC
Potencia
Litología
P9 - Descripción
Suelo orgánico de tonalidad oscura, con
restos de raíces y vegetación en la superficie. Contacto irregular Contacto erosivo Cangahua de color beige, clastos centimétricos de pómez amarillo-blanquesino dentro de una matriz de
ceniza fina.
Potencia
Litología
P10 - Descripción
Suelo orgánico de tonalidad oscura, con restos de raíces y vegetación en la superficie. Contacto irregular Contacto erosivo Cangahua de color beige, clastos centimétricos de pómez amarillo-blanquesino dentro de una matriz de ceniza fina.
Potencia
Litología
P11 - Descripción
Suelo orgánico de tonalidad oscura, con restos de raíces y vegetación en la superficie.
Contacto irregular Contacto erosivo Cangahua de color beige, clastos
centimétricos de pómez amarillo-blanquesino dentro de una matriz de ceniza fina.
f af am ag gr blq
2848±2 msnm
Estruc.: sin estratificación, delgado, compacto, los clastos más grandes sobresalen del depósito.
Text.: tamaño de grano desde arenas finas a bloques hasta de 0,20 m de diámetro, pobremente sorteado, matriz soportado, clastos generalmente de subangulares a angulares, subredondeados solo pómez.
Comp.: >85% de matriz color beige entre arenas, limos y arcilla; <15% de clastos compuestos de pómez (blanco), riolitas masivas y bandeadas (gris claras-oscuras), dacitas (gris claro), obsidiana masivas y perlíticas, andesitas oscuras hornbléndicas y piroxénicas (rara vez)
0,86 m
0,76 m
2,53 m
f af am ag gr blq
2823±3 msnm
Estruc.: sin estratificación, delgado, compacto, los clastos más grandes sobresalen del depósito.
Text.: tamaño de grano desde arenas finas a bloques hasta de 0,10 m de diámetro, pobremente sorteado, matriz soportado, clastos generalmente de subangulares a angulares, subredondeados solo pómez.
Comp.: >80% de matriz color beige entre arenas, limos y arcilla; <20% de clastos compuestos de pómez (blanco), riolitas masivas y bandeadas (gris claras-oscuras), dacitas (gris claro), obsidiana masivas y perlíticas, andesitas oscuras hornblendicas.
0,74 m
0,24 m
0,64 m
f af am ag gr blq
2786±2 msnm
Estruc.: sin estratificación, grueso, compacto, los clastos más grandes sobresalen del depósito.
Text.: tamaño de grano desde arenas finas a clastos hasta de 0,10 m de diámetro, pobremente sorteado, matriz soportado, clastos generalmente de subangulares a angulares, subredondeados solo pómez.
Comp.: >90% de matriz color beige entre arenas, limos y arcilla; <10% de clastos compuestos de pómez (blanco), riolitas masivas y bandeadas (gris claras-oscuras), dacitas (gris claro), obsidiana masivas y perlíticas, andesitas hornbléndicas y piroxénicas (rara vez)
1.26 m
1.30 m
0.46 m
78
LVC
LVC
LVC
Potencia
Litología
P12 - Descripción
Suelo orgánico de tonalidad oscura, con
restos de raíces y vegetación en la superficie. Contacto irregular Contacto erosivo Cangahua de color beige, clastos centimétricos de pómez amarillo-blanquesino dentro de una matriz de ceniza fina.
Potencia
Litología
P18 - Descripción
Suelo orgánico de tonalidad oscura, con
restos de raíces y vegetación en la superficie. Contacto irregular Contacto erosivo Cangahua de color beige, clastos centimétricos de pómez amarillo-blanquesino dentro de una matriz de ceniza fina.
Potencia
Litología
P29 - Descripción
Suelo orgánico de tonalidad oscura, con restos de raíces y vegetación en la superficie. Ceniza de color café, clastos de pómez de pocos
centímetros en matriz arena fina. Contacto irregular Contacto erosivo Cangahua de color beige, clastos
centimétricos de pómez amarillo-blanquesino dentro de una matriz de ceniza fina.
f af am ag gr blq
2786±2 msnm
Estruc.: sin estratificación, grueso, compacto, los clastos más grandes sobresalen del depósito.
Text.: tamaño de grano desde arenas finas a clastos hasta de 0,10 m de diámetro, pobremente sorteado, matriz soportado, clastos generalmente de subangulares a angulares, subredondeados solo pómez.
Comp.: >90% de matriz color beige entre arenas, limos y arcilla; <10% de clastos compuestos de pómez (blanco), riolitas masivas y bandeadas (gris claras-oscuras), dacitas (gris claro), obsidiana masivas y perlíticas, andesitas oscuras hornblendicas.
1.20 m
0.34 m
0.48 m
f af am ag gr blq
2973±2 msnm
Estruc.: sin estratificación, grueso, compacto, los clastos más grandes sobresalen del depósito.
Text.: tamaño de grano desde arenas finas a clastos hasta de 0,12 m de diámetro, pobremente sorteado, matriz soportado, clastos generalmente de subangulares a angulares, subredondeados solo pómez.
Comp.: >85% de matriz color beige entre arenas, limos y arcilla; <15% de clastos compuestos de pómez (blanco), riolitas masivas y bandeadas (gris claras-oscuras), dacitas (gris claro), obsidiana masivas y perlíticas, andesitas hornbléndicas.
0,48 m
1,61 m
1,38 m
f af am ag gr blq
2554±2 msnm
Estruc.: sin estratificación, grueso, compacto, los clastos más grandes sobresalen del depósito.
Text.: tamaño de grano desde arenas finas a clastos hasta de 0,12 m de diámetro, pobremente sorteado, matriz soportado, clastos generalmente de subangulares a angulares, subredondeados solo pómez.
Comp.: >80% de matriz color beige entre arenas, limos y arcilla; <20% de clastos compuestos de pómez (blanco), riolitas masivas y bandeadas (gris claras-oscuras), dacitas (gris claro), obsidiana masivas y perlíticas, andesitas hornbléndicas.
0,28 m
1,00 m
1,60 m
0,53 m
79
L
V
C
L
V
C
LVC
Potencia
Litología
P30 - Descripción
Suelo orgánico de tonalidad oscura, con restos de raíces y vegetación en la superficie. Ceniza de color café, clastos de pómez de pocos
centímetros en matriz arena fina. Contacto irregular
Estruc.: sin estratificación, grueso, compacto, los clastos más grandes sobresalen del depósito. Text.: tamaño de grano desde arenas finas a clastos hasta de 0,12 m de diámetro, pobremente sorteado, matriz soportado, clastos generalmente de subangulares a angulares, subredondeados solo pómez. Comp.: >85% de matriz color beige entre arenas, limos y arcilla; <15% de clastos compuestos de pómez (blanco), riolitas masivas y bandeadas (gris claras-oscuras), dacitas (gris claro), obsidiana masivas y perlíticas, andesitas hornbléndicas.
Contacto erosivo Cangahua de color beige, clastos centimétricos de pómez amarillo-blanquesino dentro de una matriz de
ceniza fina.
Potencia
Litología
P34 - Descripción
Suelo orgánico de tonalidad oscura, con restos de raíces y vegetación en la superficie.
Contacto irregular
Estruc.: sin estratificación, grueso, compacto, los clastos más grandes sobresalen del depósito. Text.: tamaño de grano desde arenas finas a clastos hasta de 0,20 m de diámetro, pobremente sorteado, matriz soportado, clastos generalmente de subangulares a angulares, subredondeados solo pómez. Comp.: >80% de matriz color beige entre arenas, limos y arcilla; <20% de clastos compuestos de pómez (blanco), riolitas masivas y bandeadas (gris claras-oscuras), dacitas (gris claro), obsidiana masivas y perlíticas, andesitas hornbléndicas y piroxénicas (rara vez).
Potencia
Litología
P35 - Descripción
Suelo orgánico de tonalidad oscura, con restos
de raíces y vegetación en la superficie. Ceniza de color café, clastos de pómez de pocos
centímetros en matriz arena fina. Contacto irregular Contacto erosivo Cangahua de color beige, clastos
centimétricos de pómez amarillo-blanquesino dentro de una matriz de ceniza fina.
f af am ag gr blq
2571±2 msnm
2,01 m
0,59 m
0,23 m
0,15 m
f af am ag gr blq
2636±3 msnm
0,80 m
1,38 m
f af am ag gr blq
2647±3 msnm
Estruc.: sin estratificación, fino, compacto, los clastos más grandes sobresalen del depósito.
Text.: tamaño de grano desde arenas finas a clastos de 0,30 m de diámetro, pobremente sorteado, matriz soportado, clastos generalmente de subangulares a angulares, subredondeados solo pómez.
Comp.: >85% de matriz color beige entre arenas, limos y arcilla; <15% de clastos compuestos de pómez (blanco), riolitas masivas y bandeadas (gris claras-oscuras), dacitas (gris claro), obsidiana masivas y perlíticas, andesitas hornbléndica y piroxénias
0,55 m
0,55 m
0,60 m
1,34 m