Caracterización geológica de un depósito lahárico de 4500 años asociado al volcán Cotopaxi, Ecuador

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

DEDICATORIA

A mis amados padres Blanca y Milvio, quienes me apoyaron y me apoyan en cada decisión que tome.

ii

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.

iii

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]

iv

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

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 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

vi

CONTENIDO 1.

INTRODUCCIÓN

3

1.1

Antecedentes y Justificativos.

3

1.2

Estudios Previos.

4

1.3 Objetivos. 1.3.1 Objetivo General. 1.3.2 Objetivos Específicos.

6 6 6

1.4

Alcance.

6

1.5

Área de estudio.

6

2. MARCO GEOLÓGICO, AVALANCHA DE ESCOMBROS VOLCÁNICOS Y LAHARES

3.

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 2.4.1 Fase Riolítica (Cotopaxi I). 2.4.2 Fase Andesítica (Cotopaxi I). 2.4.3 Las Unidades Cangahua y Chalupas. 2.4.4 Cotopaxi II-A. 2.4.5 Actividad Andesítica Actual (Cotopaxi II-B).

14 14 14 14 15 15

2.5 Avalanchas de Escombros y Lahares relacionados 2.5.1 Definiciones y Generalidades 2.5.2 Mecanismos de formación 2.5.3 Lahares generados por colapso de flanco en Ecuador 2.5.4 Comportamiento de Lahares: Procesos aguas abajo 2.5.5 Procesos Depositacionales 2.5.6 Características estratigráficas, sedimentológicas de los depósitos de lahares 24

16 16 18 19 21 23

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 vii

8.

CITAS BIBLIOGRÁFICAS

54

ANEXOS

63

ANEXO A

64

ANEXO B

65

ANEXO C

70

ANEXO D

75

viii

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), ix

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

x

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 arenolimosa 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

xi

CONTENIDO DE TABLAS

Tabla 3.1 Escala de tamaño de Udden (1898) y Wentwoth (1922).

25

Tabla 3.2 Fórmulas estadísticas tamaño de grano.

de Folk y Ward usadas en el cálculo de parámetros de 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

xii

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 35Km 2 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

1

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

2

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. 3

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 ashflow-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.

4

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, 5

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 6

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

7

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 8

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).

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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)

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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 6066% 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.

11

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 MojandaFuya 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 12

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).

13

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). 14

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).

15

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 16

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). 17

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 18

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, 19

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

20

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).

21

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 22

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).

23

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.

24

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.

25

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-sedimentológicasestratigráficas 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. 26

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 27

(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. (d) Logarithmic (Original) Folk and Ward (1957) Graphical Measures Mean

MZ 

Standard Deviation

16  50  84

I 

3

4



Sorting (I) Very well sorted Well sorted Moderately well sorted Moderately sorted Poorly sorted Very poorly sorted Extremely poorly sorted

Skewness

84  16 95  5

Kurtosis

    250 SkI  16 84 284  16  5  95  250  295  5 

6.6

KG 

Skewness (SkI) < 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

95  5 2.4475  25 

Kurtosis (KG)

+

+

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

ln P16  ln P50  ln P84 M G  exp 3

 ln P  ln P84 ln P5  ln P95   G  exp 16   4 6.6  

Skewness

Kurtosis

ln P16  ln P84  2ln P50  ln P5  ln P95  2ln P50  SkG   2ln P84  ln P16  2ln P95  ln P5  Sorting (G) Very well sorted Well sorted Moderately well sorted Moderately sorted Poorly sorted Very poorly sorted Extremely poorly sorted

KG 

ln P5  ln P95 2.44ln P25  ln P75 

Skewness (SkG) < 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

-

Kurtosis (KG) -

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

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

28

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.

29

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).

30

Figura 4.1. Mapa de afloramientos del depósito de LVC en el Cantón Rumiñahui, Zona S.

31

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.

a)

a)

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 cm

Matriz

2

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%

32

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%

2

Área representada en una malla de un 1 m 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).

b)

a)

Figura 4.2. Mapa de distribución de: a) Clastos y b) Matriz

33

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:

34

SE

NO Suelo LVC 1,67m

Cangahua

Fotografía 4.3. Afloramiento P18 localizado en Rumipamba (Esc. Franks Guarzagua), con dirección NOSE, 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). 35

c

b )

a

d

e

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.

CP-4

18

20%

29

32%

29

32%

2

2%

3

3%

CP-5

18

20%

34

37%

35

38%

1

1%

1

1%

CP-6

25

23%

31

28%

36

32%

3

3%

4

4%

CP-7

16

22%

24

33%

24

33%

1

1%

2

CP-9

41

40%

27

26%

27

26%

1

1%

3

CP-10

18

26%

24

34%

18

26%

3

4%

CP-11

23

33%

15

22%

25

36%

2

CP-12

33

34%

14

15%

32

33%

CP-18

9

14%

21

32%

24

37%

CP-25

11

22%

15

30%

19

CP-29

14

26%

23

43%

CP-30

23

24%

26

CP-31

12

16%

24

CP-34

8

14%

CP-35

13

19%

Andesita piroxén.

Escorias

1%

4

4%

0%

2

2%

2%

7

6%

3%

0%

5

7%

3%

0%

2

2%

3

4%

0%

4

6%

0%

3%

1

1%

1%

2

3%

0%

5

5%

3

3%

0%

7

7%

2

2%

3

5%

4

6%

0%

1

2%

3

5%

38%

1

2%

3

5%

0%

1

2%

0%

12

23%

2

4%

0%

0%

2

4%

0%

27%

32

33%

3

3%

2

2%

0%

9

9%

33%

28

38%

2

3%

3

4%

0%

4

5%

18

32%

20

36%

1

2%

2

4%

1

2%

2

4%

16

24%

26

39%

1

1%

5

7%

1

1%

5

7%

Análisis obtenido mediante análisis en microscopio binocular

36

1

Tobas

2

1

4

4% 0%

2

2% 0%

1

2

1%

2% 0%

4

7% 0%

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.

a)

b)

c)

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.

37

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). 38

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 CP-4

Gravas 24,1%

Arenas 62,7%

Finos (Limos y Arcillas) 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%

39

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).

b)

a)

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.

40

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).

a)

b)

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, CP12, 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 41

Ф (6,38 µm). La kurtosis varía entre platikúrtica (0,86 µm - 0,86 Ф) en las muestras CP7, 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).

a)

b)

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 42

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) Muestras

MEDIA

(x)

SORTEO (σ)

SKEWNESS (Sk)

KURTOSIS (K)

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).

43

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 44

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).

Leyenda LVC

Suelo

Ceniza

Cangahua

P35 P34

0.60 m

P25

0.80 m

0.55 m

0.55 m

0.65 m

1.38 m

1.34 m

0.90 m

2636±3 msnm 0.30 m 2647±3 msnm 2560 ± 3msnm

Figura 4.9. Correlación Estratigráfica de la zona central con variación del espesor del depósito e incrementa hacia el E (ver Figura 4.6)

45

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). Leyenda LVC

Suelo

Ceniza

Cangahua

P31 0.33 m

P30

0.56 m

0.15 m 0.59 m

P29 2.88 m 0.53 m

2.01 m

1.00 m 0.23 m

0.28 m

2571±2 msnm

1.60 m

1.00 m 2571±2 msnm

2554±2 msnm

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.

46

Leyenda

P20

P36 P18

0.65 m

0.63 m

1.38 m

0.26 m

Cangahua

P4

0.59 m 1.04 m

0.48 m

Ceniza

1.56 m

1.15 m

0.95 m

Suelo

P5

0.61 m 0.44 m

LVC

2.00 m

2.31 m

P7

1.15 m 1.61 m 2.50 m

0.43 m

1.51 m

3084±3 msnm

P9

2.21 m

0.68 m

0.76 m 1.55 m

2973±2 msnm

0.82 m 2963±3 msnm 2959±2 msnm

0.86 m

P10

0,32 m

P11

0.24 m

2912±3 msnm

1.30 m

1.67 m 0.74 m >5.00 m

2.53 m

P12 0.34 m

0.64 m

0.51 m 2823±3 msnm

1.26 m 1.20 m

2875±2 msnm

2848±2 msnm

3.12 m

0.46 m 2786±2 msnm

0.48 m 2764±2 msnm

2734±3 msnm

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)

47

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 48

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 49

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 (