LA SECUENCIA VOLCANICLASTICA DE ARANZAZU:
REGISTRO DEL IMPACTO DEL VOLCANISMO EN
UN SISTEMA FLUVIAL NEOGENO EN LA PARTE
MEDIA DE LA CORDILLERA CENTRAL, COLOMBIA
Carlos Alberto Borrero Peña1,2, Juan Sebastián Rosero Céspedes1,
Julián David Valencia M1 y Andrés Pardo Trujillo1
1 Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad de Caldas
2borrero_c@yahoo.com
RESUMEN
]]> En los alrededores del municipio de Aranzazu (Caldas), se realizó el análisis estratigráfico y petrográfico de la Secuencia Volcanoclástica de Aranzazu (SVA) del Plioceno tardío - Pleistoceno temprano (?). La depositación ocurrió en las partes proximales a un cinturón volcánico calco-alcalino de la parte media de la cordillera Central. Para el estudio de las secuencias volcaniclásticas se propone una clasificación de depósitos volcaniclásticos, donde los lahares son definidos como depósitos volcaniclásticos re-sedimentados y diferenciándolos de los depósitos volcaniclásticos primarios y de los epiclásticos. Y se actualiza la caracterización sedimentodológica y reológica de los depósitos asociados a los eventos laháricos.Palabras clave: depósitos volcaniclásticos, lahares, agradación, volcanismo explosivo, períodos sin-eruptivos e inter-eruptivos.
THE VOLCANICLASTIC SEQUENCE OF ARANZAZU: RECORD OF A
NEOGENE FLUVIAL SYSTEM IMPACTED BY VOLCANISM IN A MIDDLE
SECTOR OF THE CENTRAL CORDILLERA, COLOMBIA
ABSTRACT
The volcaniclastic sequence of Aranzazu (VSA, late Pliocene – early Pleistocene?) was sourced from the northernmost sector of the Machín – Cerro Bravo volcanic complex. The volcaniclastic accumulations filled the pre-existing fault-bend depressions in the surroundings of Aranzazu town (Caldas department, Colombia).
A new classification of volcaniclastic deposits is proposed, in which the lahars are defined as volcaniclastic re-sedimented deposits, and differentiated from the primary volcaniclastic and epiclastic deposits. The updating the sedimentology and rheology of the deposits related with the laharic events is aimed.
The VSA stratigraphy is based on the lithofacies identification and the definition of the architectural elements for syn- and inter-eruptive periods. The VSA lower member corresponds to the successive aggradation of syn-eruptive lahars (SV and SB elements) resulted from re-sedimentation of pumice-rich pyroclastic deposits and transported as debris and hyperconcentrated stream/flood flows. The VSA middle and upper members defined by coal contents were formed during the dominion of inter-eruptive (FF element) over the syn-eruptive (SV and SB elements) periods. They were formed during the reestablishment of the fluvial condition after the syn-eruptive laharic activity. Once the fluvial deposition was strengthened, the necessary conditions for the peat formation were propitious and the coal-bearing bedsets were developed.
INTRODUCCION
El volcanismo explosivo puede introducir grandes volúmenes de sedimentos en diferentes tipos de ambientes continentales y marinos. Según Miall (1996) la sedimentación fluvial es un componente importante del ambiente volcánico en regiones de arco o retro-arco volcánico no marinos.
La influencia del volcanismo explosivo en la sedimentación aluvial en áreas proximales a las fuentes de emisión volcánica han sido ampliamente reportadas (Smith, 1991; O’Hallaran and Gaul, 1997; Kataoka and Nakajo, 2002; Martina et al., 2006), y varios modelos de facies han sido propuestos para la interpretación del ambiente de depósito (Cas and Wright, 1987; Smith, 1991; Herrera y López, 2003).
La Secuencia Volcanoclástica de Aranzazu, SVA(Plioceno tardío-Pleistoceno temprano?, Rosero y Valencia, 2007) localizada en los alrededores del municipio de Aranzazu (Departamento de Caldas), representa un depósito en un ambiente fluvial intervenido por eventos volcánicos explosivos de composición intermedia del cinturón volcánico adyacente a la cuenca, que corresponde a la parte más norte del complejo Machín- Cerro Bravo (Murcia et al., 2008). Estos depósitos no han sido distinguidos completamente de otros depósitos volcánicos (ver plancha 206, Manizales, INGEOMINAS, 1998).
La SVA fue definida por Hernández y Valencia (1991) y teniendo en cuenta el contenido de material carbonoso fue dividida informalmente en tres miembros: inferior, medio y superior por Castaño y Gómez (2001). Estos autores hacen una descripción de los depósitos volcaniclásticos, discutiendo los mecanismos de transporte y los ambientes de depósito; pero presentando ambigüedades en la denominación e interpretación sobre el origen de estos depósitos, tales como depósitos de flujos piroclásticos y de caída piroclástica (Hernández y Valencia, 1991), ignimbritas, depósitos de caída y tobas masivas (Castaño y Gómez 2001).
Debido a esta situación, en este trabajo se hace una revisión de la terminología y para el estudio de las secuencias volcaniclásticas se propone un nuevo esquema de clasificación de los depósitos volcaniclásticos con énfasis en el origen de los lahares, y hacemos una propuesta de clasificación de los depósitos de la SVA bajo estos nuevos criterios. Además, se hace una recopilación de las características sedimentológicas y reológicas de los diversos tipos de depósitos (flujos de escombros, hiperconcentrados y de corriente) que están asociados a los eventos laháricos.
El área donde aflora la SVA fue revisitada y se hizo una refinación de la interpretación de las facies volcaniclásticas y mediante un análisis estratigráfico con elemento arquitecturales (basados en patrones de estratificación a gran escala y las litofacies constituyentes, ver Miall, 1996) de los diferentes miembros de la unidad estratigráfica, se definieron los ambientes de depósito. Y discutimos para toda la secuencia, la interrelación del volcanismo con la dinámica fluvial.
CLASIFICACION DE DEPOSITOS VOLCANICLASTICOS
Para la clasificación de los depósitos volcaniclásticos revisamos la terminología hasta ahora empleada, explicamos nuestra propuesta de clasificación con énfasis en la distinción de los lahares y resumimos las características reológicas y sedimentológica de los lahares, que son los depósitos más abundantes en la SVA (ver Estratigrafía).
]]> TerminologíaLos trabajos pioneros de clasificación de Fisher (1961 y 1966) establecieron una nomenclatura común para todas las rocas volcaniclásticas, las cuales eran divididas en las clases autoclásticas, piroclásticas y epiclásticas basadas en los procesos de formación de las partículas. El término general “volcaniclástico” introducido por Fisher (1961) y redefinido por Fisher and Smith (1991) incluye el espectro granulométrico completo de materiales clásticos compuestos en parte o enteramente de fragmentos volcánicos originados por procesos volcánicos primarios o re-sedimentados, incluyendo los producidos por meteorización de rocas volcánicas antiguas, sin importar la historia del depósito. Fisher and Schmincke (1984) sugieren que para alcanzar la categoría de “volcaniclástico” una roca o depósito inconsolidado debe tener más del 25% en volumen de fragmentos volcánicos y para el British Geological Service (1999), sólo el 10%.
Por otra parte, el término “piroclástico” ha sido usado solo para depósitos directamente relacionados a una actividad volcánica explosiva (Cas and Wright, 1987) mientras que el término “volcaniclástico” (Vincent, 2000) se aplica a todas las rocas detríticas volcánicas que se producen a partir de cualquier mecanismo de fragmentación (que podrían incluir los piroclásticos), y son definidas por lo tanto, sin ninguna consideración genética debido a que involucra partículas de diverso origen, e incluyen las que tienen un reconocido retrabajamiento y que pueden llegar hasta formar un depósito epiclástico o epi-volcaniclástico.
Además, usualmente es difícil precisar el límite gradual de los depósitos volcaniclásticos re-sedimentados con las depósitos epiclásticos (sedimentarios), que implican meteorización, erosión, y transporte y depositación de sedimentos tanto en ambientes subaéreos como subacuosos.
La IUGS (International Union of Geological Sciences), creó una subcomisión para definir las rocas piroclásticas y tefra (Schmid, 1981). Pero esta clasificación es muy limitante, ya que solamente debería ser usada si las rocas o depósitos inconsolidados tuvieran un origen piroclástico (producto de acción volcánica directa) y los términos describen el espectro granulométrico (bombas/bloques, lapilli y granos de ceniza gruesa y fina) incluyendo cristales individuales, fragmentos de cristales, fragmentos de vidrio y líticos. El término “piroclástico” de esta subcomisión es muy amplio y no tiene en cuenta la historia de depósito de las partículas; e incluye los lahares, los depósitos sub-superficiales y los cercanos a los centros de emisión (hialoclastitas, brechas de extrusión, diatremas (sic), etc.). Y la separación de los tipos de depósitos, acorde sólo con en el porcentaje de fragmentos piroclásticos: depósitos piroclásticos (>75%), Tufitas (25-75%) y depósitos epiclásticos (0-25%) es muy imprecisa, ya que es muy difícil determinar si las características originales o primarias de los “fragmentos piroclásticos” aún se pueden distinguir en las tufitas o en los depósitos epiclásticos y si la acción volcánica directa es discernible en los diferentes tipos de depósitos propuestos.
El esquema de clasificación de White and Houghton (2006) unifica la terminología para todos los depósitos volcaniclásticos primarios, y proponen como base de clasificación el mecanismo de depositación y refinan las clases de tamaño de grano de Schmid (1981). Los depósitos y rocas volcaniclásticas primarias significan que todo el rango de productos fragmentarios es depositado directamente por explosión o erupción efusiva. La definición se enfoca sobre el transporte primario y depositación de las partículas, más que en los procesos por los cuales las partículas se forman o la naturaleza de los fluidos en los cuales son acarreadas. Ellos predican esta aproximación para todas las rocas volcaniclásticas primarias porque ellas contienen asociaciones de clastos formados por diferentes procesos y/o en diferentes épocas que son subsecuentemente reunidas durante la erupción. Pero a diferencia de Schmid (1981) no consideran a los lahares dentro de la clasificación.
Propuesta de Clasificación
A pesar de que “una clasificación debería estar basada sobre atributos descriptivos, tales como composición y tamaño de grano y no sobre interpretaciones (Waitt, 2007)”, nuestra propuesta de clasificación nace de la necesidad de mostrar las posibilidades de formación de los lahares, ya que las clasificaciones revisadas no constriñen la formación de estos depósitos, o lo agrupan dentro de los depósitos piroclásticos únicamente. Y también a que existe una amplia variedad de clasificaciones, algunas de las cuales parten de conceptos y terminologías de otras ramas de la geología que se han puesto al servicio de la volcanología, pero con connotaciones ambiguas en los esquemas volcaniclásticos.
El énfasis de la propuesta es en el origen de lahares y proponemos una ubicación de ellos en el contexto de una clasificación general de depósitos volcaniclásticos que pueda ser usada para depósitos antiguos y recientes; ya que en el establecimiento de las amenazas volcánicas es de vital importancia reconocer los depósitos relacionados a la acción volcánica directa.
Depósitos Volcaniclásticos Primarios
]]> En nuestra propuesta retomamos el esquema de clasificación de White and Houghton (2006) que unifica la terminología para todos los depósitos volcaniclásticos primarios: acumulaciones de partículas volcaniclásticas primarias, formadas por acción volcánica directa y depositados bajo la acción de la gravedad, viento o agua y que fueron movilizadas directamente por el volcanismo efusivo o explosivo y no fueron almacenadas en ningún momento antes del arribo al sitio de depositación (TABLA 1).Depósitos Volcaniclásticos Re-sedimentados
Los depósitos volcaniclásticos re-sedimentados están formados por partículas volcaniclásticas re-sedimentadas, que son erodadas de un depósito volcaniclástico primario (McPhie et al., 1993), transportadas lejos de su sitio de depósito original por acción de la gravedad, viento o agua y re-depositadas. Para Pierson, T.C. (comunicación verbal) un deposito volcaniclástico re-sedimentado es un deposito primario que ha sido re-trabajado por procesos geomorfológicos. Nuestra propuesta es que los lahares sean considerados depósitos volcaniclásticos re-sedimentados (sensu stricto), y en un marco temporal tienen dos posibilidades de origen, sineruptivo: resedimentación activa corto tiempo después de la erupción (10-1-101 años), y post-eruptivo, formado por la mezcla de partículas volcaniclásticas re-sedimentadas y agua en una escala de 102 -104 años después de las erupciones (TABLA 1).
Como ejemplo tenemos, en el volcán nevado del Ruiz (Colombia) durante la erupción del 13 de noviembre de 1985, se formaron lahares inmediatamente después de la erupción (Pierson et al., 1990). En el volcán Merapi en Java, después de la erupción del 22 de noviembre de 1994, las lluvias fueron los mecanismos principales de disparo de lahares en las temporadas invernales entre diciembre de 1994 y mayo de 1996 (Lavigne et al., 2000). Así mismo, en el volcán Tacaná en México, los lahares se formaron asociados a tormentas y ciclones tropicales siglos después de ocurridas las erupciones (Murcia, 2008).
Depósitos Epiclásticos o Epi-volcaniclásticos
Los depósitos epiclásticos retomados de Cas and Wright (1987) son fragmentados por procesos superficiales normales (meteorización, abrasión física, colapso gravitacional) o depositados por procesos superficiales normales, sin importar el modo de fragmentación (TABLA 1). Vincent (2000) propone el término epivolcaniclástico para enfatizar el claro contenido de fragmentos volcánicos. Otra opción planteada por Pierson, T.C. (comunicación verbal) podría ser el término “sedimentos volcánicos” cuando la historia de las partículas volcánicas no es conocida.
Lahares
Los lahares (Pierson and Scott, 1999) son divididos con base en la relación sedimento/agua en: flujos de escombros (debris flows) y flujos hiperconcentrados (hyperconcentrated flows, Pierson and Scott, 1985) y transformaciones que llevan a la formación de flujos normales de corriente (normal streamflows). En la actualidad hay una tendencia de usar flujo de escombros y lahar como sinónimos, para enmarcar todo el espectro de este tipo de flujos (FIGURA 1), en donde la fase hiperconcentrada es simplemente la respuesta a la dilución del lahar por incorporación de agua (lahar runout) (Iverson and Vallance, 2001, Murcia, 2008).
-Flujos de escombros:son clasificados con respecto a la concentración de agua y sedimento (>80% en peso y >60% en volumen de sólidos), reología y mecanismo de transporte de los sedimentos (Johnson, 1970; Lowe, 1976; Costa, 1984; Pierson and Costa, 1987). Los flujos de escombros (FIGURA 1) presentan alta resistencia al movimiento con régimen de flujo predominantemente laminar (Dasgupta, 2003) y sistema de transporte de la fase sólida por suspensión tendiendo a formar depósitos masivos o con gradación inversa. Las unidades individuales de flujos de escombros pueden ser el resultado del depósito de varías oleadas de flujos cada una con sus características propias, lo que ocasiona que ocurran variaciones de facies laterales como verticales que cambian el registro estratigráfico (Sohn et al.,1999; Herrera y López, 2003).
Y Vallance and Scott (1997) subdividieron los flujos de escombros teniendo en cuenta la proporción: arcilla / arena + limo + arcilla, >5% para cohesivos y <5% para no cohesivos; lo que tiene implicaciones sobre origen, reología, velocidad, distancias de recorrido, transformaciones y propensión para incorporar agua o sedimentos (FIGURA 1).
]]> -Flujos hiperconcentrados:término introducido por Beverage and Culbertson (1963, en Smith and Lowe, 1991) para referirse a un flujo con un rango de concentración de sedimentos entre el 40-80% en peso y 20-60% en volumen (Pierson and Costa, 1987), en el que los detritos son soportados por una combinación entre flotabilidad, interacción de granos y turbulencia. Los flujos hiperconcentrados representan una continuidad entre flujos de escombros y flujos de corriente, debido a un incremento en la concentración de clastos por perdida de agua (flujo de corriente a flujo de escombros) o en el sentido contrario donde pasaría de un flujo de escombros a un flujo de corriente (Smith and Lowe, 1991; Miall, 1996).-Depósitos de flujos de corriente: presentan concentraciones de sedimentos: <40% en peso y <20% en volumen, formados por transformación de flujos hiperconcentrados, con régimen de flujo turbulento y sistema de transporte de la fase sólida por tracción, saltación y en menor grado suspensión (FIGURA 1).
ESTRATIGRAFIA DE LA SECUENCIA VOLCANOCLASTICA DE ARANZAZU (SVA)
En el flanco occidental de la Cordillera Central se localiza el municipio de Aranzazu (departamento de Caldas) a 52 Km al Norte de Manizales, (FIGURA 2) donde aflora una unidad constituida por depósitos volcaniclásticos y carbones, conocida informalmente como “Secuencia Volcanoclástica de Aranzazu (SVA)” que suprayace discordantemente el Complejo Quebradagrande (Castaño y Gómez, 2001).
La cuenca donde se depositó la SVA hace parte de un conjunto de cuencas de diferentes tamaños asociadas a los diferentes segmentos del sistema de fallas rumbodeslizante de Romeral, (Fault-bend basins en el sentido de Wysocka and Swierczewska, 2003).
Antecedentes Estratigráficos
En la cartografía regional de este sector del departamento de Caldas (INGEOMINAS, 1998), se denomina informalmente como “Sedimentitas de Aranzazu” a una secuencia compuesta hacia la base por conglomerados con delgadas intercalaciones de arenas gruesas tobáceas y al techo por limos y arcillas con niveles carbonosos (de espesor variable que corresponden a turba – lignitos de bajo poder calorífico) de origen aluvial y que rellenan una cuenca intramontana limitada por las fallas de Silvia – Pijao al este y la de La Merced al oeste entre las poblaciones de Filadelfia y Aranzazu.
La SVA fue denominada inicialmente por Hernández y Valencia (1991) y subdividida en tres miembros teniendo en cuenta el contenido de material carbonoso por Castaño y Gómez (2001), quienes la describieron de la siguiente manera (FIGURA 3):
“Miembro inferior: constituido por potentes paquetes generalmente tabulares de depósitos piroclásticos interestratificados con conglomerados epi-volcánicos; areniscas tobáceas masivas y ocasionales niveles lutíticos” (Castaño y Gómez, 2001, p.53), depositados en la parte media y distal un abanico aluvial [modelo 1 de estilos fluviales (Miall, 1]. Alcanza un espesor máximo de 117 m. en la Quebrada del Sargento (FIGURAS 2 y 3) y se encuentra en contacto fallado con el Complejo Quebradagrande.
]]> “Miembro medio: suprayace el miembro inferior y está caracterizado por la intercalación de areniscas tobáceas similares a las del miembro inferior; lutitas y niveles de lutitas carbonosas lignitizadas con abundantes restos vegetales; cintas de carbón; tobas masivas que correspondían a depósitos de caída piroclástica y esporádicos conglomerados volcánicos” (Castaño y Gómez, 2001, p. 53). Los autores sugieren que la sedimentación estuvo ligada a un ambiente fluvial de intermedia a alta sinuosidad dominada por material arenoso y fino [modelo 7 de estilos fluviales (Miall 1]. Las llanuras de inundación y pantanos bajos permitieron la formación de cintas de carbones. Su espesor alcanza hasta 38 m en la quebrada del Sargento.“Miembro superior: suprayace al miembro medio y definido por interestratificaciones de mantos de carbón con espesores que oscilan entre 0.20 y 3 m., niveles lutíticos y lutíticos carbonosos y con menores proporciones de conglomerados volcánicos similares a los encontrados en los miembros anteriores; aglomerados con clastos aislados de hasta 25 cm de arenisca tobácea; tobas masivas y areniscas generalmente tobáceas” (Castaño y Gómez, 2001, p.54). Estos autores relacionaron estos depósitos con sistemas fluviales de alta sinuosidad, con llanuras de inundación que tenían amplias zonas pantanosas y sedimentos con tamaño de grano fino, donde se acumuló abundante material vegetal, condiciones necesarias para la formación de potentes mantos de carbón [modelo 7 de estilos fluviales (Miall 1]. Su espesor es de hasta 82 m en la quebrada del Sargento.
Análisis Arquitectural
Litofacies: Descripción e Interpretación
Para la redefinición de las litofacies de la SVA presentada en este trabajo, se tomaron como base las secciones estratigráficas levantadas por Castaño y Gómez (2001), las cuales se revisaron nuevamente en campo y se complementó con la petrografía de las unidades de arenitas. En la TABLA 2 se presentan las principales características de cada una de las litofacies con su interpretación del ambiente de depósito. Para la clasificación e interpretación de los depósitos fluviales formados en períodos donde no hubo mayor interferencia de los procesos volcánicos se sigue a Miall (1996). Pero para los depósitos fluviales registrados en la sucesión que mostraron impacto volcánico, se siguen las interpretaciones propuestas por Fritz and Harrison (1985); Pierson and Scott (1999), Kataoka and Nakajo (2002), Segschneider et al. (2002) y Jo (2003). Y se extiende la definición de la litofacies “Scb” de Herrera y López (2003) para incluir depósitos de flujos en masa generados como consecuencia directa de la re-sedimentación de depósitos volcaniclásticos primarios, principalmente flujos piroclásticos, en los cuales se conserva en gran parte las características de las partículas volcaniclásticas primarias, especialmente las texturas de los fragmentos volcánicos pumáceos.
Las facies conglomeráticas se presentan en todas las secciones y miembros de la SVA, las litofacies Gcm, Gmm y Gci se presentan en los diferentes miembros especialmente en el inferior (FIGURA 3 y 4 A). Estas facies se presentan en capas tabulares frecuentes en el miembro inferior con contactos netos y bases planas, de espesores decimétricos a métricos, selección pobre a muy pobre y están compuestas de clastos de líticos metamórficos (hasta un 70%), líticos volcánicos (hasta un 10%) y fragmentos de cuarzo lechoso (hasta un 20 %) con tamaño de grano entre guijarro y guijarro fino. La matriz de los depósitos con tamaño de grano variable de arena fina a muy gruesa es esencialmente de origen volcánico y está compuesta por cristales y fragmentos de pómez y cristales. Además, presentan variables cantidades de fragmentos de madera a través de las capas.
Las facies Gp y Gt tienen una presencia muy exigua en la SVA (FIGURA 3) y se presentan esporádicamente solo en el miembro superior, compuestas por clastos de líticos metamórficos centimétricos a decimétricos, líticos volcánicos y cuarzo lechoso. La matriz está compuesta por material volcánico (cristales y pómez) de tamaño arena media a fina.
Las facies arenáceas Sm y Scb se presentan principalmente en los miembros medio y superior en todas las secciones (FIGURAS 3 y 4, A, C, E y F). Las arenas masivas (Sm, TABLA 2) forman estratos con espesores decimétricos a métricos, con un tamaño predominante de arena gruesa a media con escasos clastos de pómez tamaño guijo, algunas presentan gradación normal a arena fina y lodolita. La composición promedia es: plagioclasa (55%) anfíboles (8%), piroxenos (7%) y cuarzo (<2%), fragmentos de pómez (25%) y líticos metamórficos (<5%) tamaño guijo y restos vegetales diseminados de tamaño variable.
La facies Scb, se presenta en una proporción alta a media en todas las secciones estratigráfica, dominando casi todo el miembro inferior aunque es igualmente masiva como la facies Sm (FIGURA 4, B, G y H) se diferencia por el mayor contenido de pómez (hasta un 65%), cuyos fragmentos alcanzan hasta tamaño guijo, también presenta fragmentos líticos de andesitas porfiríticas (hasta un 25%) y una muy baja proporción de fragmentos metamórficos (< 8%). Además, presenta restos vegetales diseminados en los cuales se conservan sus estructuras orgánicas originales.
]]> Las facies Sh, Sr y St, con composiciones similares a Sm y Scb, tienen presentación muy subordinada, solo aparecen paquetes esporádicos en los miembros inferior y medio en las secciones (FIGURA 3). Estas facies presentan selección buena a moderada, tamaño de grano arena media a fina en paquetes centimétricos a decimétricos, su composición es homogénea, rica en cristales (plagioclasa, anfíboles, piroxeno) con escasos líticos metamórficos y materia orgánica, diferenciándose entre ellas sólo por las estructuras primarias presentes.Las facies Fm y Fl (FIGURAS 3 y 4, D e I) presentan estratos con espesores decimétricos a métricos con un alto contenido de materia orgánica y material volcánico conspicuo de tamaño de grano limo, presenta variaciones verticales a lodolitas carbonosas y a niveles ligníticos centimétricos. La facies C (carbón) domina en el miembro superior (FIGURA 4, F, G, H y J) presentan espesores centimétricos a métricos; según Castaño y Gómez (2001) son lignitos tipo A y B, ocasionalmente bituminosos compuestos principalmente de litotipos dureno y fuseno (escaso) y con un contenido medio a bajo de material mineral y abundantes restos vegetales.
Elementos Arquitecturales
Los elementos arquitecturales como son definidos por Miall (1996), comprenden un conjunto de estratos genéticamente relacionados, delimitados por superficies límites reconocibles que representan una depositación relativamente continuas por un proceso en particular y reflejan el estilo de depositación a nivel de los elementos geomorfológicos mayores, como por ejemplo los canales y las barras. Los elementos arquitecturales (TABLA 3) en los que se divide la SVA son SV, SB, GB y FF.
Elemento SV:depósitos volcaniclásticos resedimentados (lahares) producidos por eventos asociados a una actividad volcánica (ampliado de Herrera y López, 2003) y definido por el apilamiento de paquetes de areniscas pumáceas, facies Scb y Sm.
Elemento SB:Formas de fondo arenosas (modificado de Miall, 1996), en la SVA corresponde a las fases mas diluidas de los lahares (FIGURA 1) y definido por las litofacies St, Sh, Sl y Sr.
Elemento GB:Barras de grava y formas asociadas (Miall, 1996), producidas por pulsos de flujos de escombros e hiperconcentrados que formaron depósitos epiclásticos, y definido por las facies Gmm, Gcm, Gci, Gp y Gt.
Elemento FF:Depósitos de desborde (Miall, 1996) definidos por depósitos epiclásticos con tamaño de grano fino asociados a las capas de carbón y definido por las facies Fl, Fm y C.
DISCUSION
En la SVA, las facies de gravas que presentan mayor distribución en todas las secciones son Gmm, Gcm y Gci (FIGURA 3) definidas por el emplazamiento de flujos de escombros o flujos hiperconcentrados de origen fluvial y las facies subordinadas corresponden a Gp y Gt. Y todas en su conjunto representan los depósitos epiclásticos producto del re-trabajamiento del basamento metamórfico (fragmentos de la armazón) y de depósitos piroclásticos re-sedimentados (matriz), definiendo los depósitos asociados a los períodos intereruptivos cuando dominaba la actividad fluvial sobre la volcánica.
]]> Las facies arenáceas dominantes tanto en el miembro inferior como en el medio de la SVA, se interpretan en este trabajo como lahares, las facies Scb y Sm provienen de la re-sedimentación de depósitos piroclásticos de ceniza y pómez (depósitos volcaniclásticos primarios, TABLA 1) y fueron emplazados como flujos de escombros e hiperconcentrados (FIGURA 1). Las partes más diluidas de estos lahares corresponden a las facies Sh, Sr, Sl y St, distinguidas por la presencia de diferentes estructuras primarias y tienen una menor distribución en las secciones de la SVA (FIGURA 3). El dominio de la composición volcánica de estas litofacies, junto con la buena preservación de las texturas vitroclásticas de los fragmentos de pómez sugiere depósitos de periodos sin-eruptivos, o sea re-sedimentación inmediatamente después de erupciones volcánicas explosivas. Además, se diferencian de los depósitos piroclásticos primarios por presentar gradaciones verticales y laterales a depósitos más finos y marcadas variaciones texturales dentro del depósito. Y los restos vegetales embebidos en los depósitos laháricos no están homogéneamente carbonizados, ya que una vez las partículas piroclásticas primarias son re-depositadas no aportan calor al resto de los componentes del depósito (Pierson, T.C., comunicación verbal); similar situación es descrita por Smith (1988) en el centro del estado de Washington (EE. UU.). Ciclos compuestos de litofacies Scb, Sm y menor proporción de St, Sh, Sl y Sr pueden ser considerados como partes de verdaderas unidades de erupción (en el sentido de Schmincke and van den Bogaard, 1991). En la SVA estos paquetes de litofacies se repiten continuamente y con varios espesores a través de toda la sucesión (FIGURA 3).Las facies epiclásticas lodosas (Fm Fl) y las capas de carbón (facies C), dominantes principalmente en el miembro superior de la SVA representan los periodos intereruptivos, cuando disminuía drásticamente la actividad volcánica y dominaba el ambiente fluvial. Sin embargo, dentro de algunas capas de carbón se diferenciaron cintas de fragmentos de pómez tamaño guijo a arena gruesa (FIGURA 4, J), vestigio todavía de alguna actividad volcánica concomitante con la sedimentación fluvial.
En la SVA no encontramos depósitos volcaniclásticos primarios, productos de la actividad volcánica directa en forma de depósitos de flujos, oleadas y caídas piroclásticas. Estos depósitos primarios fueron comúnmente re-sedimentados inmediatamente después de las erupciones como lahares.
Para enmarcar la intensidad de la influencia volcánica en los tres miembros de la SVA, se hizo la petrografía de capas de arenas (depósitos volcaniclásticos resedimentados) representativas de los miembros, a las cuales se les hicieron secciones delgadas y se llevo a cabo un conteo en promedio de ciento cincuenta puntos por cada lámina (información petrográfica detallada en Rosero y Valencia, 2007). Para mostrar la influencia volcánica, se estableció la relación Lv+Cv/Lt+otros (Líticos volcánicos + Cuarzo volcánico/ Líticos totales + Otros, FIGURA 5 (A)), donde se observa que aunque la influencia volcánica definida por esta relación es variable, ésta es permanente en toda la sucesión. En la FIGURA 5 (B), se muestra el triangulo (Qt-F-L) de Dickinson (1985) donde se observa que las muestras de la SVA siguen una tendencia general similar a las arenas volcaniclásticas de arco.
El análisis arquitecturales de las columnas levantadas en las quebradas del Sargento (QS), afluente del Sargento (QAS), Quebrada Grande (QG) y de las Minas (QM) ( FIGURAS 2 y 3) muestra que la sedimentación en la SVA es caracterizada por periodos sin-eruptivos e inter-eruptivos contrastantes (FIGURA 6), siendo los primeros indicativos de la influencia de la actividad volcánica en la depositación y los segundos reflejan los procesos de ajuste que se sucedían en la cuenca cuando se re-establecía la dinámica fluvial.
El miembro inferior de la SVA representa un periodo sin-eruptivo, definido principalmente por el elemento arquitecturales SV, relacionado con la re-sedimentación de depósitos de flujos piroclásticos de pómez y ceniza y de ceniza y bloques (volcaniclásticos primarios, TABLA 1) por lahares, en forma de flujos de escombros e hiperconcentrados (elemento SV, TABLA 3). Al tope del miembro inferior finaliza el periodo sin-eruptivo, cuando la actividad volcánica se vuelve intermitente (elemento SV), se mezcla con actividad netamente fluvial (elemento GB, FIGURA 6).
El gran volumen de material re-sedimentado durante los periodos sin-eruptivos impactó al sistema fluvial y superó probablemente el umbral geomorfológico del drenaje en la cuenca de depósito de la SVA por la agradación intensiva, y el sistema respondió ampliando el canal principal y decreciendo en sinuosidad. La mayoría de la agradación ocurrió por un aporte catastrófico, súbito y voluminoso de partículas volcánicas re-sedimentadas. Estos aportes modificaron en la cuenca fluvial la topografía y los patrones de drenaje, e indujeron cambios en los perfiles de los canales principales como lo propone Smith (1991). La ausencia de valles tallados profundamente o verdaderos paleo-canales, y la existencia de contactos basales planos y estratificación dominantemente masiva reflejan el depósito rápido y generalmente ininterrumpido dentro del elemento arquitectural SV.
El miembro medio de la SVA representa una etapa “mezclada” de depositación en la cuenca, cuando depósitos epiclásticos definidos por el elemento FF (período inter-eruptivo), se intercalan con depósitos volcaniclásticos re-sedimentados representados por el elemento SV y en menor proporción el elemento SB (períodos sin-eruptivos) Esta interacción volcánicafluvial se observa a escala mesoscópica (FIGURA 6) y es posible inferirla a escala microscópica.
El miembro superior de la SVA representa el afianzamiento de un sistema fluvial de alta sinuosidad y baja energía y se desarrollaba el elemento arquitectural FF (período inter-eruptivo, FIGURA 6), con muy pequeñas intermitencias de actividad volcánica (periodos sin-eruptivos). El espacio de acomodación en los períodos inter-eruptivos en la cuenca de la SVA fue ajustado por los cambios en el nivel base, lo que permitió la generación de amplias llanuras de inundación en donde fue posible la formación de pantanos (back swamp) propicios para la acumulación de materia orgánica que dio lugar posteriormente a la formación de carbones. Una situación similar ocurrió durante el Mioceno en la cuenca del río Lo en Vietnam (Wysocka and Swierceczka ,2003).
]]> CONCLUSIONESLa nueva propuesta de clasificación de depósitos volcaniclásticos (TABLA 1) nació de la necesidad de establecer el origen de los lahares a partir de la historia del depósito y sus componentes, y la propuesta es que los lahares sean considerados sólo como depósitos volcaniclásticos re-sedimentados. Y los depósitos volcaniclásticos primarios, solo aquellos que son producto directo de un evento volcánico donde las partículas primarias aportan calor a los procesos de transporte y depósito. Y los depósitos epiclásticos, cuando sea evidente el reciclamiento y re-trabajamiento de las partículas y sea difícil reconstruir la historia de depósito de las partículas. Esta propuesta de clasificación permitió entender mejor la estratigrafía de la SVA.
La cuenca fluvial intramontana donde se depositó la SVA estaba localizada al occidente de un cinturón volcánico, que correspondería a las etapas ancestrales del sector más septentrional del complejo volcánico machín – Cerro Bravo (Murcia, 2008; FIGURA 2), el cual tenía para la época un carácter calco-alcalino intermedio a acido.
El miembro inferior de la SVA refleja el impacto de la actividad volcánica en la cuenca fluvial por la agradación intensiva de lahares sin-eruptivos parcialmente canalizados, depósitos de flujos de escombros e hiperconcentrados que se extendieron aproximadamente 3 - 4 km en sentido N-S en la zona de Aranzazu (FIGURAS 2 y 3). Estas facies fueron agrupadas en el elemento arquitectural SV que representa unidades de erupción (en el sentido de Schmincke and van den Bogaard, 1991). La generación de estos lahares dependió de la frecuencia y magnitud de la actividad volcánica y de las condiciones climáticas, tal y como lo proponen Scott (1989) y Major (2000) para otros arcos volcánicos.
Los miembros medio y superior (FIGURA 6) de la SVA están definidos principalmente por el elemento arquitectural FF y con subordinación de los elementos SV y SB. Muestran el dominio de periodos intereruptivos, cuando disminuía la actividad volcánica y se re-establecían los sistemas fluviales con sinuosidad alta (elemento FF), Cuando se afianzaba el sistema fluvial, era el momento en qué se establecían las condiciones propicias para el desarrollo de los peats que luego formarían las capas de carbón que caracterizan estos miembros.
El estudio de la SVA continuará con una definición del marco tectónico para la cuenca de depósito, la palinología de los depósitos y la intención de obtener datos radiométricos; todo con el fin de entender de una mejor manera la historia de los depósitos de la secuencia.
AGRADECIMIENTOS
Los autores agradecen a la Vice-rectoría de Investigaciones y Posgrados de la Universidad de Caldas por el apoyo presupuestal para la realización de este proyecto. Además, agradecemos la revisión detallada de dos revisores anónimos y a Thomas C. Pierson (USGS Cascades Volcanological Observatory) por los aportes a la discusión sobre la terminología empleada en el artículo.
REFERENCIAS
British Geological Service (BGS).1999. BGS Rock Classification Scheme, Vol. 1: Classification of Igneous rocks, Gillespie, M.R. and Styles, M.T. (Eds). Research report RR 99-06, 54p. [ Links ]
Cas, R.A.F., and Wright, J.V. 1987. Volcanic successions modern and ancient: Allen and Unwin, London, 528 p. [ Links ]
Castaño, L. y Gómez, O. 2001. Caracterización, origen, evolución y potencial de utilización de los carbones de la Secuencia Volcaniclástica de Aranzazu. Trabajo de Grado, Universidad de Caldas, Programa de Geología, Manizales. 137p. [ Links ]
Costa, J.E. 1984. The physical geomorphology of debris flows, in Costa, J.E., and Fleisher, P.J. (Eds.), Developments and applications of geomorphology: Springer, Berlin, pp. 268-317. [ Links ]
Dasgupta, P. 2003. Sediment gravity flow – the conceptual problems. Earth-Science Reviews, 62: 265-281. [ Links ]
Dickinson, W.R. 1985, Interpreting provenance relations from detrital modes of sandstones. In Zuffa, G.G. (Ed). Provenance of Arenites, NATO ASI series, 148: 333-361. [ Links ]
Fisher, R. V. 1961. Proposed classification of volcaniclastic sediments and rocks. GSA Bulletin, 72: 1.409-1.414. [ Links ]
Fisher, R.S.V. 1966. Rocks composed of volcanic fragments and their classification. Earth-Science Reviews, Vol. 1, pp. 287-298. [ Links ]
Fisher, R.V., and Schmincke, H.-U. 1984. Pyroclastic rocks: Springer, Berlin, 472 p. [ Links ]
Fisher, R.S.V. and Smith, G.A. 1991.Eds, Sedimentation in volcanic settings: SEPM (Society for Sedimentary Geology) Special Publication 45, 255 p. [ Links ]
Fritz, W.J. and Harrison, S. 1985. Early Tertiary Volcaniclastic Deposits of the Northern Rocky Mountains. In: Cenozoic Paleogeography of the West Central United States in Flores, R.M. and Kaplan, S. (Eds.) Rocky Mountain Paleogeography Symposium 3, Denver, CO, pp. 388-402 [ Links ]
Hernández, E, y Valencia, M. 1991. Secuencia Volcaniclástica de Aranzazu como ejemplo de la influencia del Volcanismo Explosivo sobre la sedimentación fluvial en la Cordillera Central de Colombia. Memorias Simposio sobre Magmatismo Andino y su Marco Tectónico, Manizales, Tomo I, pp. 219-239. [ Links ]
Herrera, J.S. y López, S.A. 2003. Estratigrafía de la Formación Manizales y Propuesta de un modelo de depósito. Trabajo de Grado, Universidad de Caldas, Programa de Geología, Manizales. 91 p. [ Links ]
INGEOMINAS 1998. Geología de la Plancha 206 Manizales, escala 1:100.000. [ Links ]
Iverson, R.M., and Vallance, J.W. 2001. New views of granular mass flows: Geology, Vol. 29, pp. 115-118. [ Links ]
Jo, H.R. 2003. Depositional environments, architecture, and controls of Early Cretaceous non-marine successions in the northwestern part of Kyongsang Basin, Korea. Sedimentary Geology, 161: 269-294. [ Links ]
Johnson, A.M. 1970. Physical processes in geology: Freeman, Cooper, and Company, San Francisco, 577 p. [ Links ]
Katakoa, K. and Nakajo, T. 2002. Volcaniclastic resedimentation in distal fluvial basins induced by large-volume explosive volcanism: The Ebisutoge-Fukuda tephra. Plio-Pleistocene boundary, central Japan. Sedimentology, 49: 319-334. [ Links ]
Lavigne, F., Thouret, J.C., Voight, B., Suwa, H., and Sumaryono, A. 2000. Lahars at Merapi volcano, Central Java: an overview: Journal of Volcanology and Geothermal Research, 100: 423-456. [ Links ]
Lowe, D. R. 1976. Grain flow and grain flow deposits. Journal of Sedimentary Petrology, 46: 188-199. [ Links ]
Major, J.J. 2000. Gravity-driven consolidation of granular slurries—implications for debris-flow deposition and deposit characteristics: Journal of Sedimentary Research, 70: 64-83. [ Links ]
Martina, F., Dávila, F.M. and Astini, R.A. 2006. Mio-Pliocene volcaniclastic deposits in the Famatina Ranges, southern Central Andes: a case of volcanic control on sedimentation in broken foreland basins. Sedimentary Geology, 186: 51-65. [ Links ]
McPhie, J., Doyle, M.G. and Allen, R.L.1993. Volcanic Textures. CODES, University of Tasmania, Hobart, 198 p. [ Links ]
Miall, A.D. 1985. Architectural-element analysis: a new method of facies analysis applied to fluvial deposits. Earth Sciences Review, 22 : 261-308. [ Links ]
Miall, A.D. 1996. The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis and Petroleum Geology. Springer-Verlag, Berlin, 582 p. [ Links ]
Murcia H.F, Hurtado B.O., Cortés G.P. Macías , J.L. and, Cepeda H. 2008.The ~2500 yr B.P. Chicoral non-cohesive debris flow from Cerro Machín Volcano, Colombia. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 171: 201-214. [ Links ]
Murcia, H. 2008. Depósitos de Lahar del Complejo Volcánico Tacaná y depósitos fluviales en el abanico de Tapachula, Chiapas-México. Tesis MSc, México, D.F Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geofísica, UNAM, 156p. [ Links ]
O’Hallaran, G.J. and Gaul, A.J. 1997. Sedimentary responses to sub-aerial felsic volcanism from the Late Devonian-Early Carboniferous northern Macalister Synclinorium, southeastern Australia. Sedimentary Geology, 109: 209-232. [ Links ]
Pierson, T.C. and Scott, K.M. 1985. Downstream dilution of a lahar: Transition from debris flow to hyperconcentrated stream flow. Water Resources Research, 21: 1.511-1.524. [ Links ]
Pierson, T.C. and Costa, J.E. 1987. A rheologic classification of subaerial sediment-water flows. Geological Society of America Reviews in Engineering Geology, 7: 1-12. [ Links ]
Pierson, T.C., Janda, R.J., Thouret, J.C., and Borrero, C.A. 1990. Perturbation and melting of snow and ice by the 13 November 1985 eruption of Nevado del Ruiz, Colombia, and consequent mobilization, flow, and deposition of lahars: Journal of Volcanology and Geothermal Research, 41:17-66. [ Links ]
Pierson, T.C. and Scott, K.M. 1999, Superficial hydrologic hazards and volcanoes: Debris avalanches, lahars and floods: Processes, interpretation of deposits, and techniques of hazard assessment and mitigation. U.S. Geological Survey Open-File Report. 137 p. [ Links ]
Rosero, J.S. y Valencia, J.D. 2007. Petrografía del componente volcánico de la Secuencia Volcaniclástica de Aranzazu. Trabajo de Grado, Universidad de Caldas, Programa de Geología, Manizales. 96p. [ Links ]
Schmid, R. 1981. Descriptive nomenclature and classification of pyroclastic deposits and fragments: recommendations of the IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks: Geology, 9: 41-43. [ Links ]
Schmincke, H. U. and van den Bogaard, P. 1991. Tephra Layers and Tephra Events. In: G. Einsele, W. Ricken, and A. Seilacher (Eds), Cycles and events in stratigraphy. Springer-Verlag Berlin pp. 392-429. [ Links ]
Schultz, A.W. 1984. Subaerial debris-flow deposition in the upper Paleozoic Cutler Formation. Western Colorado. Journal of Sedimentary Petrology, 54: 759-772. [ Links ]
Scott, K.M. 1989. Magnitude and frequency of lahars and lahar-runout flows in the Toutle-Cowlitz River system: U.S. Geological Survey Prof. Paper 1447-B, 33 p. [ Links ]
Segschneider, B., Landis, C.A., Manville, V., Whithe, J.D.L. and Wilson, C.J.N. 2002. Environmental response to a large, explosive rhyolites eruption: sedimentology of post-1.8 ka pumice-rich Taupo volcaniclastics in the Hawke's Bay region, New Zealand. Sedimentary Geology, 150: 275-299. [ Links ]
Smith, G.A. 1988. Neogene synvolcanic and syntectonic sedimentation in central Washington. Geological Society of America Bulletin, 100: 1.479-1.492. [ Links ]
Smith, G.A., and Lowe, D.R. 1991. Lahars: volcano-hydrologic events and deposition in the debris flow — hyperconcentrated flow continuum, in Fisher, R.V., and Smith, G.A (Eds.), Sedimentation in volcanic settings: SEPM Special Publication 45, Tulsa, pp. 59-70. [ Links ]
Smith, G.A. 1991. Facies sequences and geometries in continental volcaniclastic sediments. In Fisher, R.V., Smith G.A. (Eds.). Sedimentation in Volcanic Settings. SEPM Special Publication 45, Tulsa, pp 109-121. [ Links ]
Sohn, Y.K., Rhee, C.W. and Kim, B.C. 1999. Debris flow and hyperconcentrated flood-flow deposits in an alluvial fan, Northwestern Part of the Cretaceous Yongdong Basin, Central Korea. The Journal of Geology, 107: 111-132. [ Links ]
Vallance, J.M. and Scott, K.M. 1997. The Osceola mudflow from Mount Rainier: Sedimentology and hazard implications of a huge clay-rich debris flows. Geological Society American Bulletin, 9: 143-163. [ Links ]
Vessel, R.K. and Davies, D.K. 1981. Non-marine sedimentation in an active fore arc basin. In Ethridge, F.G., Flores, R.M. (Eds.) Recent and Ancient No marine Depositional Environments: models for Exploration. SEPM Special Publication 3:. 31-45. [ Links ]
Vincent, P. 2000. Volcanoes: from magmas to tephras and epivolcaniclastics. In Leyrit, H. and Montenant C. (Eds.), Volcaniclastic rocks, from magmas to sediments. Gordon and Breach Science Publishers, pp. 1-32. [ Links ]
Waitt, R.B. 2007. Primary volcaniclastic rocks: Comment and Reply. GSA Forum doi: 10.1130/G23685C.1 [ Links ]
White, J.D.L. and Houghton, B.F. 2006. Primary volcaniclastic rocks. Geology, 34: 677-680. [ Links ]
Wysocka, A. and Swierczewska, A. 2003, Alluvial deposits from the strike-slip fault Lo River Basin (Oligocene/Miocene), Red River Fault Zone, northwestern Vietnam, Journal of Asian Earth Sciences, 21:1097-1112. [ Links ]
Trabajo recibido: julio 1 de 2008
Trabajo aceptado: noviembre 14 de 2008
