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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


FACULTAD DE INGENIERÍA EN GEOLOGÍA, MINAS, PETRÓLEOS Y

AMBIENTAL


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


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


FACULTAD DE INGENIERÍA EN GEOLOGÍA, MINAS, PETRÓLEOS Y

AMBIENTAL


APROBACIÓN DEL TRABAJO DE TITULACIÓN POR PARTE DEL

TRIBUNAL

El Delegado del Subdecano y los Miembros del proyecto integrador

denominado: “CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA DEL DEPÓSITO


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

viii

8. CITAS BIBLIOGRÁFICAS 54

ANEXOS 63

ANEXO A 64

ANEXO B 65

ANEXO C 70

ANEXO D 75

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).

31

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

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

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2004. Diferencias petrográficas y geoquímicas en las lavas del Complejo

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692.

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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

63

ANEXOS

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

69

P35

1,67m

N S

LVC

Suelo

Ceniza

Cangahua

70

ANEXO C

Método de conteo clastos / matriz por medio de una malla de un 1 m2 dividida cada 10

cm.

P5

P6

P7

71

P9

P10

P12

72

P18

P25

P29

73

P30

P31

P34

74

P35

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


Contacto irregular Contacto erosivo Cangahua de color beige, clastos


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


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


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


f af am ag gr blq

2786±2 msnm



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



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



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


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


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

UNIVERSIDAD CENTRAL DEL ECUADOR … · 2.4.3 Las Unidades Cangahua y Chalupas. 14 2.4.4 Cotopaxi...

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