Ignimbrita Maipú

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UNIVERSIDAD DE CHILE ´ FACULTAD DE CIENCIAS F´ISICAS Y MATEMATICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOG´IA ´ ESTUDIO ESTRATIGRAFICO Y DE VOLCANOLOG´IA F´ISICA DE LA IGNIMBRITA PUDAHUEL ´ MEMORIA PARA OPTAR AL T´ITULO DE GEOLOGA CAMILA TRONCOSO KLEIN PROFESOR GU´IA: LUIS LARA PULGAR ´ MIEMBROS DE LA COMISION: ANGELO CASTRUCCIO ALVAREZ CAROLINA SILVA PAREJAS SANTIAGO DE CHILE JULIO 2012 ´ MEMORIA PARA OPTAR AL T´ITULO DE GEOLOGA POR: CAMILA TRONCOSO KLEIN PROF.GU´IA: SR. LUIS LARA PULGAR FECHA: JULIO 2012 ´ ESTUDIO ESTRATIGRAFICO Y DE VOLCANOLOG´IA F´ISICA DE LA IGNIMBRITA PUDAHUEL La Ignimbrita Pudahuel, corresponde a un importante dep´ osito de flujo pirocl´ astico de composici´ on riol´ıtica y baja raz´ on de aspecto, que ha sido asociado al colapso de la Caldera Diamante, en cuyo interior se edific´ o posteriormente el volc´ an Maipo. Afloramientos de esta ignimbrita han sido reconocidos principalmente en los valles de los r´ıos Maipo y Cachapoal, en Chile; y Yaucha, Rosario y Papagayos, en Argentina, en donde tambi´en se reconocen dep´ ositos de ca´ıda. Trazas de fisi´ on en circones contenidos en las p´ omez dieron una edad de 450 ka, refinada m´ as tarde a 150 ka mediante el m´etodo U-Th-He.La u ´ltima estimaci´ on del volumen total de los dep´ ositos es de 270-350 km3 (135-170 km3 DRE). El estudio de la granulometr´ıa, componentes y arquitectura de los dep´ ositos encontrados en Chile, permiti´ o identificar cuatro facies en esta ignimbrita: mLT, que corresponde a una facies maciza, sin gradaci´ on y con fragmentos tama˜ no lapilli, que se reconoce en la parte media del valle del r´ıo Cachapoal; plensmT, que corresponde a una facies maciza de grano m´ as fino que contiene lentes de p´ omez y tiene ausencia casi total de l´ıticos, y que se presenta en la parte distal del r´ıo Cachapoal; mLTpip, que se reconoce a lo largo de todo el cauce del r´ıo Maipo, y que corresponde a una facies maciza con algunos niveles ricos en l´ıticos tama˜ no lapili y bloque y que, adem´ as, presenta abundantes pipas de desgasificaci´ on; y por u ´ltimo, sT, que representa una facies de grano fino, bien seleccionada y con estratificaci´ on tanto paralela como cruzada. Esta u ´ltima se reconoce s´ olo en dos localidades y representa un volumen m´ınimo con respecto a las dem´ as facies. Las facies son, en general, homog´eneas en cuanto a componentes, estando constituidas mayormente por fragmentos de p´ omez, aunque tambi´en presentan fragmentos l´ıticos, principalmente ´ıgneos, variando de empobrecidas (plensmT) a enriquecidas en estos (mLTpip). Presentan, adem´ as, escasos cristales de plagioclasa y biotita. El material es en su mayor parte fino (facies mLT y mLTpip), llegando a ser muy fino (facies plensmT). Las muestras obtenidas a lo largo del r´ıo Maipo (facies mLTpip) presentan peor selecci´ on que las muestras obtenidas en el cauce del r´ıo Cachapoal (facies mLT y plensmT). La diferencia m´ as relevante en cuanto a granulometr´ıa es el enriquecimiento en part´ıculas m´ as gruesas en la facies mLTpip con respecto a las dem´ as, y el empobrecimiento en estas en la facies plensmT, la cual presenta escasos fragmentos tama˜ no lapilli, que corresponden exclusivamente a p´ omez, y que carece de fragmentos tama˜ no bloque. Las diferencias observadas entre los valles de los r´ıos Maipo (facies mLTpip) y Cachapoal (facies mLT y plensmT) se deber´ıan a que los flujos pirocl´ asticos que viajaron por el primero fueron m´ as energ´eticos, y por tanto, capaces de erosionar de manera importante el sustrato y enriquecerse en l´ıticos m´ as densos, los cuales, al ser depositados, favorecieron la formaci´ on de pipas de desgasificaci´ on. La transici´ on de mLT a plensmT, en el valle del Cachapoal, ser´ıa producto de un mismo flujo que fue perdiendo capacidad de transporte mientras viajaba. La mayor energ´ıa adquirida por los flujos pirocl´ asticos en el valle del Maipo podr´ıa explicarse por diferencias topogr´ aficas entre ambos valles. Las diferencias previamente observadas entre los dep´ ositos del Estero del Rosario y de los r´ıos Yaucha y Papagayos, en Argentina, son an´ alogas a las observadas entre los valles del los r´ıos Cachapoal y Maipo, respectivamente, por lo que lo anterior podr´ıa explicar tambi´en lo ocurrido en la vertiente argentina. En el valle del Cachapoal, no fue posible distinguir m´ as de una unidad de flujo en esta ignimbrita ya que no se reconocieron variaciones verticales muy marcadas. En el valle del r´ıo Maipo, en cambio, se reconocieron claramente dos unidades de flujo cerca de la localidad de El Toyo (Estero Coyanco). Variaciones verticales en componentes debido a la aparici´ on de l´ıticos de obsidiana en la parte superior del dep´ osito (facies sT y mLTpip), observadas en la parte distal del mismo valle, reafirmar´ıan lo anterior. Una nueva estimaci´ on del volumen del dep´ osito se realiz´ o a partir de la posible distribuci´ on original de los dep´ ositos en Chile, bas´ andose en informaci´ on tanto nueva como preexistente, obteni´endose un volumen m´ınimo de 260 km3 (135 km3 (DRE)) para el total de los dep´ ositos. Una combinaci´ on entre la topograf´ıa (gran diferencia de elevaci´ on); una alta tasa de descarga de material; una elevada altura de la columna eruptiva; y la importante fluidizaci´ on adquirida por los flujos pirocl´ asticos, ser´ıan algunas de las causas de la gran distancia alcanzada por estos desde la fuenre, hasta ser finalmente depositados Pap´a por treinta o por cuarenta a˜ nos, amigo de mi vida todo el tiempo, protector de mi miedo, vaso m´ıo, palabra clara, coraz´on resuelto. Jaime Sabines ii Agradecimientos En primer lugar quiero agradecer a mi profesor gu´ıa, Luis Lara, quien me brind´o todo el apoyo y la motivaci´on para realizar esta memoria, y a Carolina Silva, quien estuvo pendiente de mis avances en todo momento. Tambi´en a Angelo Castruccio, quien siempre estuvo dispuesto a ayudar. En especial, me gustar´ıa agradecer a todo el Programa de Riesgo Volc´anico de SERNAGEOMIN, quienes me recibieron en los meses que dur´o este estudio. Agradecer a Daniel Bertin, Alvaro Amigo, Rodrigo Calder´on, Gabriel Orozco y Javier M´arquez. Gracias por la ayuda recibida y por hacer mucho m´as ameno el trabajo. No se me olvida tambi´en dar las gracias a Javier Reyes (Estrella), quien desinteresadamente me ayud´o en algunas salidas a terreno bajo el agobiante sol de verano en la zona central y que aun as´ı, fue el mejor chofer del mundo. Quisiera dar las gracias tambi´en a Mar´ıa Rosa, quien estuvo siempre dispuesta responder mis m´ ultiples consultas y a entregar algo m´as que una respuesta. Tambi´en a Blanca, que en este poco tiempo se ha ganado nuestros corazones, y a todo el personal del Departamento, que han hecho de Geolog´ıa una gran familia. No se me pueden olvidar todas las personas que me acompa˜ naron en distintos momentos a lo largo de mi etapa universitaria: a las ni˜ nas de la rama de f´ utbol, a mis compa˜ neros del colegio (a quienes quiero aunque huyan de mi :)), a mis compa˜ neros de primer a˜ no, en especial al Pablito; Pati y Guille, y a mis compa˜ neros de Geolog´ıa. Les agradezco a la Alida, al Nacho, a la Javi, Pauli, Irene, Crispi, Vivi, Nico, Chapita, Carter, Galle, Rodri, Tincolita y Rafa por todos los momentos vividos. Inmensamente agradecida tambi´en de quienes tal vez no conoc´ı mucho, pero que no dudaron en regalar una sonrisa o palabra sincera; esas cosas no se olvidan. Gracias tambi´en a mis amigas Tami, Lili, Ale, Camila M, Claudia, que han iii estado ah´ı para entregarme su enorme cari˜ no y a las upitas que me han hecho pasar un a˜ no incre´ıble. Agradecimientos especiales para mi familia, quienes, siempre han estado ah´ı para entregarme su apoyo y confianza en todos mis m´ ultiples emprendimientos. A mis abuelos, que han tenido que aprender a vivir con una ni˜ na, adolescente y ahora, casi ge´ologa, desp´ ues de muchos a˜ nos, y que se han adecuado a los nuevos tiempos, aguantando todos mis patiperreos. A mi mam´a quien, a pesar de las dificultades, siempre me ha entregado su amor, y a mi hermana Francisca, que me dio la inmensa alegr´ıa de ser t´ıa. Agradecer tambi´en a mi primo Mart´ın, que es lo m´as cercano a un hermano para m´ı, y a mis t´ıas Jaqueline e Isabel, por su preocupaci´on y apoyo. A todos los dem´as les agradezco tambi´en; hay tanta gente que se me viene a la mente y que de una u otra forma me ha marcado, si no para terminar mi memoria, s´ı para llegar a este momento en la vida. Gracias a muchas personas, puedo decir que soy feliz. Est´an todos en mi coraz´on. Siempre he cre´ıdo que las personas viven mientras las recordemos, y que el recuerdo no es s´olo hacer uso de la memoria para remembrar eventos pasados, sino llevar lo que hemos aprendido a todo lo que hacemos y tocamos en el d´ıa. Por esto, quiero agradecer tambi´en a mi pap´a Jaime, quien ya no est´a en este mundo, pero que sigue aqu´ı en los recuerdos, en cada momento que he enfrentado dificultades y en que he necesitado su fuerza y apoyo lejano para seguir adelante. Gracias tambi´en por haberme inculcado el gusto por aprender de los m´as variados temas, y por ense˜ narme a ser feliz por las cosas m´as sencillas del mundo. iv ´Indice General Agradecimientos III 1. Introducci´ on 1 1.1. Planteamiento del problema . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 1.2. Trabajos previos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2 1.3. Hip´otesis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3 1.4. Ubicaci´on y accesos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3 1.5. Objetivos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4 1.6. Metodolog´ıa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4 2. Marco Geol´ ogico 9 2.1. Marco geotect´onico Regional . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 2.2. Caracter´ısticas del volcanismo andino cuaternario . . . . . . . . . . . . . . . 12 2.3. Unidades post-Caldera Diamante . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 3. Marco Te´ orico 17 3.1. Corrientes de densidad pirocl´astica (CDP) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4. Ignimbrita Pudahuel 17 24 4.1. Antecedentes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24 4.2. Arquitectura de la ignimbrita Pudahuel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 4.3. Variaciones granulom´etricas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47 4.4. Componentes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51 4.5. Variaciones radiales o longitudinales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57 4.6. Distribuci´on y volumen de la ignimbrita Pudahuel . . . . . . . . . . . . . . . 62 v 5. Discusi´ on 66 5.1. Interpretaci´on de facies y mecanismos de transporte y emplazamiento . . . . 66 5.2. Evoluci´on temporal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70 5.3. Comparaci´on con dep´ositos de la vertiente argentina . . . . . . . . . . . . . . 71 5.4. Movilidad de la ignimbrita Pudahuel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72 6. Conclusiones 74 Referencias 77 Ap´ endices 85 vi ´Indice de tablas 4.1. Principales tipos de l´ıticos reconocidos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55 4.2. Detalle del conteo de l´ıticos realizado en la fraccion 2 mm . . . . . . . . . . . 56 vii ´Indice de figuras 1.1. Ubicaci´on de la zona de estudio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5 2.1. Unidades morfoestructurales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10 2.2. Zonas volc´anicas de Los Andes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 3.1. Mecanismos de generaci´on de flujos pirocl´asticos . . . . . . . . . . . . . . . . 19 3.2. Modelo de plug flow . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21 3.3. Modelo de agradaci´on progresiva . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22 4.1. Ubicaci´on de las localidades visitadas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30 4.2. Generalidades de la Ignimbrita Pudahuel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 4.3. Distribuci´on de facies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 4.4. Retrabajo de la Ignimbrita Pudahuel y lente de l´ıticos . . . . . . . . . . . . . 34 4.5. Columnas representativas facies mLT (Cachapoal medio) . . . . . . . . . . . 35 4.6. Fotograf´ıas facies mLT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37 4.7. Columnas representativas facies plensmT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39 4.8. Fotograf´ıas facies plensmT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40 4.9. Columnas representativas facies mLTpip 1 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41 4.10. Fotograf´ıas representativas facies mLTpip . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42 4.11. Columnas representativas mLTpip 2 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43 4.12. Fotograf´ıas Estero Coyanco . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44 4.13. Fotograf´ıas facies sT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46 4.14. Pipas de desgasificaci´on . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47 viii 4.15. Curvas acumulativas de frecuencia de tama˜ no de grano para las muestras analizadas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48 4.16. Desviaci´on est´andar gr´afica versus Mediana gr´afica . . . . . . . . . . . . . . 49 4.17. Diagrama Ternario . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50 4.18. Diagramas Ternarios P´omez-Cristales-L´ıticos para las fracciones 2 mm y 250µm 53 4.19. Variaciones verticales en el contenido de l´ıticos . . . . . . . . . . . . . . . . . 54 4.20. Variaciones en el tama˜ no m´aximo de l´ıticos (ML) a lo largo de los valles de los r´ıos Maipo y Cachapoal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57 4.21. Variaciones en el tama˜ no m´aximo de p´omez (MP) a lo largo de los valles de los r´ıos Maipo y Cachapoal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58 4.22. Variaciones en la raz´on L´ıticos/P´omez (LP) a lo largo de los valles de los r´ıos Maipo y Cachapoal para la fracci´on 2 mm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58 4.23. Resumen columnas valle del r´ıo Cachapoal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 60 4.24. Resumen columnas valle del r´ıo Maipo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61 4.25. Distribuci´on original de los dep´ositos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 62 4.26. Zonas de acumulaci´on definidas en Chile . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63 ix Cap´ıtulo 1 Introducci´ on 1.1. Planteamiento del problema Los eventos hist´oricos m´as desastrosos asociados a erupciones volc´anicas se han debido a la ocurrencia de corrientes de densidad pirocl´astica (CDP) (Mount Pel´ee, Martinica en 1902; ´ Pinatubo, Filipinas en 1991; Tambora, Indonesia en 1815, entre otros). Estas consisten en mezclas heterog´eneas de part´ıculas volc´anicas y gas que fluye de acuerdo a su densidad relativa con respecto al fluido circundante (generalmente la atm´osfera) y debido a la gravedad terrestre (Branney and Kokelaar, 2002) Los dep´ositos asociados a las CDP se denominan ignimbritas, las cuales suelen ser ricas en ceniza, usualmente pum´ıceas y que pueden estar soldadas o no (Freundt et al., 2000). Son extremadamente variables en cuanto a volumen, distancia de la fuente, geometr´ıa, composici´on y grado de soldamiento, entre otros. La Ignimbrita Pudahuel, llamada tambi´en Asociaci´on Pirocl´astica Pum´ıcea en Argentina (Guerstein, 1993), corresponde a un importante dep´osito de flujo pirocl´astico de composici´on riol´ıtica y baja raz´on de aspecto1 que ha sido asociado al colapso de la Caldera Diamante (Polanski, 1962), en cuyo interior se edific´o posteriormente el volc´an Maipo (Sruoga et al., 2005). Afloramientos de este dep´osito han sido reconocidos en la zona central de Chile en los valles de los r´ıos Maipo, Puangue, Rapel, Cachapoal y Codegua, as´ı como tambi´en en las cercan´ıas del aeropuerto internacional en la comuna de Pudahuel en Santiago y en los alrededores de la ciudad de 1 Raz´ on de aspecto se refiere a la raz´ on entre el espesor promedio y el di´ametro de un c´ırculo de ´ area igual a la del dep´ osito (Freundt et al., 2000). 1 Rancagua (Stern et al., 1984a). En Argentina, los principales afloramientos se encuentran en los valles de los r´ıos Yaucha, Rosario y Papagayos e incluyen adem´as a los dep´ositos de ca´ıda asociados a la columna eruptiva (Sruoga et al., 2005). Las caracter´ısticas excepcionales de la ignimbrita Pudahuel, especialmente en cuanto a su gran volumen y extensi´on, hacen de ella un interesante objeto de estudio. M´as a´ un, cuando este tipo de ignimbritas (de bajo ´aspect ratio’) parece ser generado en las erupciones m´as grandes y violentas de las que se tenga registro (Dade, 2003). Aunque se han llevado a cabo diversos estudios geocronol´ogicos, geoqu´ımicos y petrol´ogicos en este dep´osito (Stern et al., 1984a, Lagos, 2003), a´ un hacen falta estudios que describan en detalle la arquitectura de la ignimbrita. Este trabajo pretende ser un aporte al realizar un an´alisis estratigr´afico, granulom´etrico y litol´ogico de los afloramientos m´as representativos presentes en Chile, con el objetivo de describir variaciones en la ignimbrita, adem´as de estimar con mayor exactitud su volumen y, por u ´ltimo, entender de mejor manera el proceso eruptivo que la gener´o y las causas de su gran movilidad. 1.2. Trabajos previos Los dep´ositos ciner´ıticos al norte del Valle Central de Chile, fueron inicialmente interpretados como morrenas pum´ıceas (Br¨ uggen (1950); (Karzulovic, 1960)) y posteriormente reinterpretados como flujos de barro (Segerstrom et al., 1964), lahares (Stiefel, 1965) o flujos pirocl´asticos (Guest and Jones, 1970). (Santana-Aguilar, 1971) estudi´o sedimentol´ogicamente estos dep´ositos, concluyendo que estos representaban flujos provenientes desde el volc´an Maipo. (Borde, 1966) ya hab´ıa sugerido previamente que la fuente de estos pod´ıa ser este volc´an o el volc´an San Jos´e. Siguiendo criterios estratigr´aficos, (Polanski, 1962) sugiri´o que la edad de estos dep´ositos en la precordillera argentina era Pleistoceno tard´ıo. Posteriormente, se han realizado varias dataciones de la ignimbrita((Stern et al., 1984a, Wall et al., 2001, Lara et al., 2008)), utilizando diferentes m´etodos de dataci´on, los cuales han dado edades de entre 150 ka y 2,3 ± 0,3 Ma. La Ignimbrita Pudahuel corresponde a un dep´osito pirocl´astico de importante volumen, el cual ha sido estimado en 270-350 km3 (135-170 km3 por (Guerstein, 1993). Esto indicar´ıa 2 un ´ındice de explosividad volc´anica (VEI) de 7 para la erupci´on que la gener´o, lo cual es comparable a la erupci´on de Tambora, Indonesia, en 1815; una de las m´as grandes que jam´as haya sido registrada. (Guerstein, 1993) y (Wall, 2000) indicaron a la ignimbrita Pudahuel como una ignimbrita de baja raz´on de aspecto (Walker et al., 1980), lo cual ser´ıa producto de la alta movilidad (hasta 150 km desde la fuente) que tuvieron los flujos pirocl´asticos. (Stern et al., 1984a) sugirieron que esta alta movilidad se habr´ıa debido a la fluidizaci´on de los flujos al hacer contacto con el hielo presente en la zona al momento de la erupci´on. Seg´ un estos autores, la presencia de los hielos habr´ıa tambi´en permitido que los flujos viajasen sobre estos deposit´andose tanto en el valle del r´ıo Maipo como del Cachapoal. Sin embargo, no profundizan m´as en el tema. Por u ´ltimo, publicaciones m´as recientes (Sruoga et al., 2005, Hynek et al., 2010) han estudiado tanto las variaciones geoqu´ımicas de la ignimbrita en el lado argentino como los dep´ositos m´as recientes del Complejo volc´an Maipo-caldera Diamante. 1.3. Hip´ otesis La ignimbrita Pudahuel muestra variaciones verticales, longitudinales (con respecto a la distancia desde la fuente) y laterales (desde un valle hacia otro) en su granulometr´ıa,componentes, espesor y arquitectura, las cuales responder´ıan a los mecanismos de transporte y emplazamiento de los flujos que la generaron. 1.4. Ubicaci´ on y accesos Aunque los dep´ositos de la ignimbrita Pudahuel se reconocen en todo el cuadr´angulo comprendido por las coordenadas 33.4◦ S-34.5◦ S y 71.55◦ O-69.1◦ O, el cual incluye las secuencias reconocidas en Argentina, en este trabajo s´olo ser´an considerados los ubicados en el lado chileno hasta el l´ımite internacional (principalmente en los valles de los r´ıos Maipo, Rapel, Cachapoal y Codegua en las regiones Metropolitana y de O’Higgins (ver figura 1.1). Salvo algunos afloramientos ubicados en la parte alta del sector del Caj´on del Maipo, las exposiciones del dep´osito son en general de f´acil acceso y relativamente cercanas a grandes centros urbanos como las ciudades de Santiago y Rancagua. Las principales rutas de acceso corresponden a la 3 ruta 68 que une las ciudades de Valpara´ıso y Santiago, la circunvalaci´on Am´erico Vespucio, la Carretera el Cobre (ruta H-29), Camino a Mallarauco (ruta G-80), Camino al volc´an (San Jos´e de Maipo), la Ruta 5 sur y numerosos caminos rurales cerca de los cuales es posible acceder a afloramientos. 1.5. 1.5.1. Objetivos Objetivo general Comprender los mecanismos de transporte y deposici´on de los flujos que formaron la Ignimbrita Pudahuel. 1.5.2. Objetivos espec´ıficos 1. Describir la arquitectura, as´ı como tambi´en la granulometr´ıa y componentes de la ignimbrita Pudahuel en Chile para luego definir variaciones espaciales (verticales, longitudinales y laterales) de litofacies en ´esta con respecto al centro eruptivo, y de esta manera, poder interpretar caracter´ısticas de la erupci´on que la gener´o. 2. Realizar una nueva estimaci´on del volumen del dep´osito. 1.6. Metodolog´ıa 1.6.1. Metodolog´ıa correspondiente al primer objetivo espec´ıfico 1.6.1.1. Descripci´ on estratigr´ afica Se realizaron 7 salidas a terreno durante el d´ıa visitando afloramientos relevantes de la Ignimbrita Pudahuel. En cada lugar se identificaron y describieron las unidades presentes, se midieron espesores, se analiz´o la estructura interna del dep´osito y se midi´o tama˜ no m´aximo de part´ıculas (para p´omez y l´ıticos), adem´as de lo cual se obtuvieron muestras de entre 2 y 3 kg para posterior an´alisis en laboratorio. 4 71°0'0"W 70°30'0"W 70°0'0"W 69°30'0"W 69°0'0"W G- 1 6 71°30'0"W 57-CH -1 G 70 4- aip o G-25 34°0'0"S 0 5 Ru ta H-38 G- 80-I 3 H- Maipo # Río Cachapoa l Pareditas Río Ya u Río c P ap ha a ga y os Ru ta 5 ! O ! ORancagua 33°30'0"S #San José # G6 0 6 C Rí o G -4 Ru ta 5 Ru ta 78 ! OMelipilla Río G2 5 oM Rí G7 4 F F G25 # o rad olo Ye so ! OSantiago 7 G- 33°30'0"S ± Tupungatito 70 6 8 Ru ta 6 34°0'0"S I- 5 0 2 I- 7 71°30'0"W 34°30'0"S Ru ta I- 5 0 34°30'0"S 5 H- 6 0 I- 8 6 I- 8 0 I- 5 Palomo ! OSan Fernando # 0 5 10 20 kms 6 71°0'0"W 70°30'0"W 70°0'0"W 69°30'0"W 69°0'0"W Simbología Simbología O ! # ! O Principales ciudades Límite internacional Principales ciudades Límite internacional Volcanes Principales ríos Volcanes Hidrografía Caminos Caminos # Figura 1.1: Ubicaci´on de la zona de estudio. Abajo se muestra una vista general de Sudam´erica mientras arriba se puede ver m´as en detalle la zona comprendida en este trabajo, incluyendo r´ıos y cauces de agua principales, volcanes activos presentes en este segmento andino y principales rutas utilizadas. 5 1.6.1.2. An´ alisis granulom´ etrico Las muestras obtenidas en terreno fueron posteriormente analizadas en el Laboratorio de Sedimentolog´ıa del Departamento de Geolog´ıa de la Universidad de Chile para an´alisis granulom´etrico. Para la realizaci´on de este an´alisis las muestras fueron secadas en un horno a 45◦ C durante 24 a 48 horas aproximadamente o hasta encontrarse totalmente secas. Posteriormente, se utiliz´o un cuarteador mec´anico para obtener la fracci´on de muestra que se desea utilizar; en este caso, fueron tamizados 1 a 1,5 kg de material. En la primera parte de este an´alisis, la muestra fue tamizada utilizando desde la malla 11/400 (31,5 mm) a la 230 (63 µm), correspondiente a φ entre -5 y 4 a intervalos de 1-φ . Los tamices fueron agitados utilizando un agitador mec´anico de tamices durante 10 min, tiempo estimado como suficiente para lograr una buena separaci´on por tama˜ nos en cenizas volc´anicas. Las diferentes fracciones fueron pesadas en una balanza con precisi´on de 0,01 g y guardadas y etiquetadas en bolsas pl´asticas. Los pesos fueron convertidos a porcentaje con respecto al total de la muestra tamizada y estos se registraron para posterior an´alisis. En la segunda parte, la fracci´on menor a 63 µm se someti´o a an´alisis utilizando el difract´ometro l´aser Malvern MasterSizer 2000, el cual es capaz de reconocer part´ıculas en el rango 1-2000 µm asumiendo una forma esf´erica para ´estas. Este aparato calcula el porcentaje en volumen para los diferentes tama˜ nos dentro del rango analizado utilizando s´olo una peque˜ na cantidad de muestra (algunos mg). Para asegurar que esta sub-muestra sea representativa, el envase contenedor es primero agitado para lograr la mezcla de las part´ıculas y posteriormente dejado en reposo por algunos minutos hasta que el material m´as fino se asiente. Esta t´ecnica es igual de precisa que otros m´etodos m´as costosos para obtener sub-muestras representativas (Horwell, 2007). El resultado de este procedimiento es una curva de distribuci´on de tama˜ nos. Para cada una de las muestras obtenidas en terreno, se construyeron histogramas y curvas acumulativas de frecuencias, tomando en cuenta los porcentajes correspondientes al peso y al peso acumulativo para cada valor de φ considerado, donde φ = −log2 (d) 6 y d es el di´ametro de part´ıcula en mm. Este procedimiento se utilizar´a s´olo para las fracciones mayores a 63 µm y menores a 31,5 mm, que ser´an tamizadas mec´anicamente. A partir de las curvas acumulativas de frecuencia de cada muestra se obtuvieron gr´aficamente los par´ametros granulom´etricos de (Inman, 1952); mediana, desviaci´on est´andar, curtosis y asimetr´ıa. Adicionalmente, se construyeron gr´aficos que permiten caracterizar a la Ignimbrita Pudahuel y a las distintas facies reconocidas a partir de su granulometr´ıa. Los gr´aficos a utilizar son: desviaci´on est´andar vs. mediana que permite ver las caracter´ısticas de tama˜ no de grano para diferentes tipos de dep´ositos pirocl´asticos (Walker, 1971); y F2 (wt %<63µm) vs. F1 (wt %<1mm) que sirve para estudiar el grado de empobrecimiento en finos de los dep´ositos de flujo pirocl´astico (Walker, 1983). 1.6.1.3. An´ alisis de componentes Para el an´alisis de componentes se realiz´o un conteo litol´ogico tomando en cuenta las fracciones 2 mm y 250 µm. El equipo utilizado corresponde a una lupa binocular Motic SMZ-168. Para cada fracci´on se llev´o a cabo un conteo de aproximadamente 300 granos, los cuales fueron separados utilizando un cuarteador hasta obtener la sub-muestra deseada. Para cada tama˜ no escogido, se distinguieron clases de part´ıculas bas´andose en composici´on, forma, vesicularidad, estructuras y otras caracter´ısticas texturales relevantes. Adem´as, se hizo un conteo de granos de cada clase. 1.6.2. Metodolog´ıa asociada al segundo objetivo espec´ıfico Para realizar una nueva estimaci´on de volumen, se utiliz´o una metodolog´ıa similar a la de (Guerstein, 1993), quien hizo una estimaci´on del volumen de los dep´ositos en Argentina. En el presente trabajo, se confeccion´o un mapa que incluye todas las exposiciones actuales de la Ignimbrita Pudahuel, bas´andose en datos incluidos en mapas geol´ogicos de la zona de estudio y en trabajos previos, adem´as de los obtenidos en la actual investigaci´on. A partir de este mapa, se interpret´o el a´rea cubierta originalmente por los dep´ositos en Chile, asumiendo que estos eran continuos en los valles y teniendo en cuenta que no se encontraban en los altos topogr´aficos. Posteriormente, se definieron a´reas espec´ıficas de acumulaci´on, que 7 corresponden a zonas cubiertas originalmente por los dep´ositos con un espesor caracter´ıstico. Por lo observado en terreno, se consider´o que el espesor era aproximadamente constante en la Depresi´on Central para cada una de estas ´areas. Finalmente, a partir de los datos de espesor obtenidos en este estudio, se pudo hacer una nueva estimaci´on del volumen de la Ignimbrita Pudahuel. 8 Cap´ıtulo 2 Marco Geol´ ogico 2.1. Marco geotect´ onico Regional La zona de estudio est´a ubicada en el margen occidental de la Placa Sudamericana, el cual ha sido sometido a un r´egimen de subducci´on activa casi ininterrumpida desde el Jur´asico. A ´este se asocia la ocurrencia de actividad magm´atica relacionada con la presencia de un arco volc´anico. La geograf´ıa de esta regi´on (norte de los 39◦ S) ha sufrido variaciones a lo largo de su evoluci´on, produci´endose una migraci´on progresiva del arco volc´anico hacia el este (Charrier et al., 2007). La configuraci´on actual del margen (Pale´ogeno tard´ıo-actualidad), en la zona central de Chile (33-39◦ S), comprende tres unidades morfoestructurales principales (figura 2.1) (adem´as de la Fosa Oce´anica y la Plataforma Continental) cuyas caracter´ısticas ser´an descritas a continuaci´on : Cordillera de la Costa, Depresi´on Central y Cordillera Principal. La orientaci´on de estas unidades es norte-sur y su ubicaci´on es de oeste a este respectivamente. Cordillera de la Costa La Cordillera de la Costa, que rara vez sobrepasa los 2000 m s.n.m, y que presenta un relieve m´as suave que el de la Cordillera Principal, est´a compuesta por granitoides del Paleozoico Superior en su sector occidental, granitoides jur´asicos en su zona central, adem´as de formaciones volcanosedimentarias jur´asicas y cret´acicas, e intrusivos cret´acicos en su sector oriental. Las unidades cuaternarias son mayoritariamente de origen fluvial y coluvial, aunque hacia la costa corresponden a terrazas de abrasi´on y a dep´ositos de remoci´on en masa. 9 Figura 2.1: Unidades morfoestructurales de los Andes entre los 32◦ y 35◦ S. De oeste a este se reconocen: Cordillera de la Costa, en la cual afloran principalmente rocas plut´onicas y volc´anicas de edades paleozoicas a cret´acicas, decrecientes hacia el oriente; Depresi´on Central, que tiene una topograf´ıa suave y que est´a rellena por dep´ositos fluviales, aluviales y coluviales cuaternarios y en donde aflora la mayor extensi´on de la Ignimbrita Pudahuel; y la Cordillera Principal, que contiene los dep´ositos sedimentarios marinos de una antigua cuenca de trasarco que durante el Eoceno Medio sufri´o grandes cambios, comenzando a depositarse secuencias volcanosedimentarias. Tomado de (Fock, 2005). En la parte occidental, las rocas corresponden principalmente a intrusivos tonal´ıticos, granodior´ıticos, monzogran´ıticos y gran´ıticos (Unidad Mirasol; (Gana et al., 1996)). En la parte central, afloran principalmente rocas plut´onicas, de litolog´ıa muy variable, que representar´ıan el arco volc´anico del jur´asico (Charrier et al., 2007), que hacia el norte de la zona estudiada corresponder´ıan a las Unidades Lliu-Lliu y Laguna Verde. El arco volc´anico del cret´acico, que est´a representado m´as hacia el este, recibe el nombre de Prado-Pelambres y corresponden a las formaciones Lo Prado y Veta Negra (Charrier et al., 2007). Rocas sedimentarias marinas y volc´anicas efusivas, de edades jur´asica y cret´acica, se reconocen tambi´en en la parte oriental y corresponden a las formaciones Ajial, Cerro Calera y Horqueta. Su ambiente de deposici´on 10 habr´ıa sido transicional marino-continental a continental. La zona est´a afectada por fallas NW y NE, posiblemente pre-jur´asicas, que habr´ıan controlado, en parte, el emplazamiento de los plutones jur´asicos, y que posteriormente fueron reactivadas como fallas normales despu´es del Mioceno-Plioceno (Gana and Zentilli, 2000). Una de las estructuras de mayor importancia regional es la Falla Melipilla, la cual se extiende con rumbo oeste-noroeste a lo largo del valle del r´ıo Maipo. Otras fallas de importancia corresponden a la Falla Puangue, la cual es interrumpida en el sector de la Cuesta Lo Enca˜ nado por otra falla paralela al curso inferior del R´ıo Maipo (Falla R´ıo Maipo). Ambas limitan un bloque alzado (bloque Leyda) que expone rocas b´asicas y gran´ıticas deformadas y que habr´ıa actuado como barrera topogr´afica para el avance de los flujos pirocl´asticos que formaron la ignimbrita Pudahuel. Estructuras menores, lineamientos y fallas inferidas se orientan con rumbo nor-noreste y nornoroeste. Movimientos tect´onicos, posiblemente post-plioc´enicos, se manifiestan en inversiones hacia el este de la red de drenaje, como en el caso del estero Puangue (Gana et al., 1996, Wall et al., 1996). Depresi´ on Central Esta unidad morfoestructural tiene, en general, altitudes en torno a los 500 m.s.n.m. y se caracteriza por presentar una topograf´ıa extremadamente suave, que se ve interrumpida por la presencia de algunos cerros isla. Esta suave topograf´ıa se debe a que la cuenca se encuentra rellena por dep´ositos cuaternarios los que, en algunos lugares, pueden llegar hasta los 500m de espesor (Araneda et al., 2000), predominando los dep´ositos cuaternarios de origen fluvial, coluvial y aluvial principalmente en el borde del sector oriental de la Cuenca de Santiago que corresponde al l´ımite con el frente cordillerano. En esta unidad morfoestructural es donde la Ignimbrita Pudahuel alcanza su mayor extensi´on en Chile Gana et al. (1996), Wall et al. (1996). Cordillera Principal La Cordillera Principal, es la unidad geomorfol´ogica m´as importante y representa un cambio abrupto, en cuanto a la topograf´ıa, ya que su altura va desde los 500 m s.n.m a m´as de 6000 11 m s.n.m en el actual arco volc´anico. Los dep´ositos cuaternarios en la Cordillera Principal son principalmente de origen fluvial y coluvial. Durante el Jur´asico y Cret´acico Inferior la zona al Este de la Cordillera de la Costa habr´ıa constituido una cuenca de trasarco conocida como Cuenca de Mendoza - Neuqu´en, cuyos registros se manifiestan en las Formaciones Nieves Negras, R´ıo Colina, R´ıo Damas, Lo Vald´es y Colimapu, las cuales corresponden a dep´ositos sedimentarios de origen marino. Durante el Cret´acico Superior habr´ıa ocurrido un nuevo corrimiento del arco volc´anico hacia el este y se habr´ıa iniciado tambi´en la transformaci´on de la cuenca de trasarco en una de antepa´ıs de caracter´ısticas extensivas (Charrier et al., 2007). Este rasgo geomorfol´ogico, tal cual lo conocemos hoy, comenz´o a formarse reci´en hacia el Eoceno medio (Fock, 2005) y a este per´ıodo corresponden las formaciones volcanosedimentarias Abanico y Farellones, entre otras. 2.2. Caracter´ısticas del volcanismo andino cuaternario A lo largo de la Cordillera de los Andes, cuya longitud alcanza los 7500 kil´ometros, se presenta actividad volc´anica moderna en cuatro regiones separadas: Zona Volc´anica Norte (ZVN), Zona Volc´anica Central (ZVC), Zona Volc´anica Sur (ZVS) y Zona Volc´anica Austral (ZVA) ((Stern, 2004); ver figura 2.2). Las regiones volc´anicas antes mencionadas representan la segmentaci´on geol´ogica y tect´onica que ocurre en los Andes al poseer diferentes edades del basamento, evoluci´on geol´ogica mesozoica y cenozoica, espesor cortical, tect´onica activa y volcanismo (Stern, 2004). Cada uno de estos segmentos posee,adem´as, distintas unidades morfoestructurales paralelas al arco (Jordan et al., 1983, Kley et al., 1999). En la ZVC la Cordillera Occidental y la Cordillera Oriental bordean al Altiplano y la Puna, encontr´andose el volcanismo restringido a la Cordillera Occidental. Luego, las Sierras Pampeanas ocurren en el segmento volc´anicamente inactivo que separa la ZVC de la ZVS (27◦ S-33◦ S). En la ZVS, la Cordillera de la Costa es separada de la Cordillera Principal por la Depresi´on Central y es en la Cordillera Principal donde ocurre la actividad volc´anica, al igual que en la ZVA. La zona de estudio de este trabajo se encuentra en el segmento correspondiente a la Zona Volc´anica Sur (ZVS), cuyo volcanismo posee caracter´ısticas distinguibles de las que se reconocen en los 12 otros segmentos. Zona Volc´ anica Sur (ZVS) La ZVS incluye al menos 60 edificios volc´anicos hist´orica y potencialmente activos en Chile y Argentina, adem´as de tres sistemas de calderas sil´ıcicas gigantes y numerosos centros eruptivos menores. En contraste con la ZVC, las calderas en este segmento se formaron hace menos de 1.1 Ma (Stern, 2004). Esta zona volc´anica ha sido dividida en cuatro subzonas: La ZVS norte (ZVSN), que comprende el segmento ubicado entre los 33◦ S y 34.5◦ S (Stern et al., 1984a, Hildreth and Moorbath, 1988); la ZVST (34.5-37◦ S) que corresponde a una zona transicional (Tormey et al., 1991, Dungan et al., 2001); la ZVS central (ZVSC; (HickeyVargas et al., 1984, 1986, 1989, L´opez-Escobar et al., 1995)); y por u ´ltimo la ZVS sur (ZVSS; (L´opez-Escobar et al., 1993, Naranjo and Stern, 2004)). La ZVSN, que corresponde a la zona estudiada, incluye s´olo tres complejos volc´anicos: Tupungato-Tupungatito, Marmolejo-San Jos´e y Maipo, formando una corta y estrecha cadena norte-sur, ubicada en la frontera Chile - Argentina, a 290 kil´ometros de la fosa oce´anica (Stern, 2004). El volcanismo de este subsegmento est´a representado dominantemente por andesitas, andesitas bas´alticas y dacitas aunque tambi´en se reconocen dep´ositos de composici´on riol´ıtica como la Ignimbrita Pudahuel, que fue generada por flujos pirocl´asticos producidos durante el colapso de la caldera Diamante (Stern et al., 1984a) y que constituye el objeto de estudio de este trabajo. Las razones 87 Sr/86 Sr y 143 N d/144 N d son respectivamente m´as altas y m´as bajas que en rocas similares de la ZVSC, indicando incorporaci´on de material cortical en los magmas emitidos por estos tres centros volc´anicos (Stern et al., 1984a, L´opez-Escobar et al., 1985, Futa and Stern, 1988, Hildreth and Moorbath, 1988, Stern, 1988, 1989, 1991). (Stern et al., 1984a, Stern, 1988, 1991) sugirieron que las diferencias isot´opicas entre la ZVSN y la ZVSC ser´ıan causadas por un aumento hacia el norte en el grado de contaminaci´on de la fuente mant´elica debido a la incorporaci´on de componentes corticales subducidas. Por otra parte, las rocas volc´anicas de la ZVSN tienen una raz´on La/Yb mayor y un porcentaje de Yb menor que las rocas volc´anicas de la ZVSC, sugiriendo la presencia de granate en la fuente, lo que podr´ıa suceder tanto en el manto (L´opez-Escobar et al., 1977, Stern et al., 1984b, Stern, 1991) como en la 13 corteza profunda (Hildreth and Moorbath, 1988). (Stern and Skewes, 1995, Nystr¨om et al., 2003, Kay et al., 2005) demostraron que la diferencia isot´opica entre la ZVSN y la ZVSC se gener´o durante el Mioceno tard´ıo y el Plioceno, antes de la migraci´on del frente volc´anico a su posici´on actual en la cordillera Principal sobre una corteza relativamente gruesa (>45 km). A la latitud del volc´an Maipo (34◦ S) ocurrieron, entre el Mioceno Temprano y el Plioceno, cambios progresivos en la composici´on isot´opica de basaltos de olivino derivados del manto, implicando cambios isot´opicos en la fuente mant´elica (Stern and Skewes, 1995). Estos mismos cambios ocurrieron un poco m´as hacia el norte (32◦ S y 33◦ S) aunque de forma cada vez m´as temprana. La migraci´on diacr´onica hacia el sur de estos cambios sigue de cerca la migraci´on hacia el sur del punto de subducci´on de la dorsal de Juan Fern´andez (Stern, 2004). La ZVS es de gran importancia en la evaluaci´on de riesgo volc´anico ya que m´as del 70 % de la poblaci´on de Chile habita en esta zona que, adem´as, incluye volcanes de gran actividad eruptiva en tiempo hist´oricos (e.g Quizapu; Villarrica, Planch´on, etc.). De gran relevancia son tres calderas gigantes: Diamante (Stern et al., 1984a), Calabozos (Hildreth et al., 1984) y Caviahue (Mu˜ noz and Stern, 1988), que han producido flujos pirocl´asticos de gran volumen en los u ´ltimos 1.1 Ma (Stern, 2004). En el caso particular de la caldera Diamante, el colapso que la gener´o dio origen a la ignimbrita Pudahuel que cubre una extensa a´rea en la zona central de Chile y Argentina, incluyendo la ciudad de Santiago; la m´as habitada de Chile. 2.3. Unidades post-Caldera Diamante Luego de la denominada “etapa Diamante”, durante la cual se produjo el colapso de la caldera hom´onima debido a la evacuaci´on de 270-350 km3 (DRE=135-170 km3 ) de material pirocl´astico, la actividad volc´anica en la zona fue reanudada reci´en a los 86 ka, dando inicio a la “etapa Maipo” (Sruoga et al., 2005). Seg´ un estos autores, la mayor parte de esta actividad post-caldera tuvo lugar durante el u ´ltimo intervalo glacial (90 a ˜14 ka), siendo la actividad post-glacial volum´etricamente irrelevante aunque significativa en la evoluci´on volcanol´ogica. En el lado argentino, estos autores han reconocido 7 eventos eruptivos asociados a esta etapa. Los primeros cuatro eventos son los m´as importantes en t´erminos de volumen, y tienen una 14 edad pre-LGM1 , lo cual es evidenciado tanto por la presencia de dep´ositos morr´enicos sobreyacientes como por signos de erosi´on glacial en estos u ´ltimos. Incluyen, de m´as joven a m´as antiguo, a un flujo de lava andes´ıtico; un domo dac´ıtico de bordes empinados que se ubica cerca de la pared norte de la caldera; una sucesi´on de flujos de lava dac´ıticos a andes´ıticos con dep´ositos pirocl´asticos menores intercalados que, en gran parte es responsable de la construcci´on del nuevo cono volc´anico; y finalmente unas lavas de bloque llamadas “escoriales del Maipo”, que han sido asociadas a un peque˜ no cono par´asito denominado Cerro Nicanor. Los eventos V al VII no poseen erosi´on glacial y se ubican sobre dep´ositos morr´enicos, por lo cual se les asocia una edad post-LGM. Estos son casi irrelevantes, en t´erminos volum´etricos, en la construcci´on del reciente volc´an Maipo, y corresponden principalmente a lavas dac´ıticas, incluyendo, sin embargo, un u ´ltimo evento pirocl´astico de edad desconocida respresentado por dep´ositos escori´aceos de composici´on andes´ıtico bas´altica ubicados en la cima del volc´an. Evidencias petrogr´aficas y geoqu´ımicas indican un modelo en el cual un sistema de diferenciaci´on en curso, fuertemente controlado por cristalizaci´on fraccionada, es peri´odicamente inyectado por un magma m´afico profundo. A medida que la diferenciaci´on procede hacia un aumento en los contenidos de agua y s´ılice, el peligro de erupciones pirocl´asticas es potencialmente alto, por lo que la evoluci´on petrol´ogica puede ser una herramienta u ´til para predecir el futuro comportamiento del Complejo caldera Diamante - volc´an Maipo, sin actividad visible en el presente (Sruoga et al., 2005). 1 LGM corresponde a las siglas en ingl´es de “´ ultimo m´aximo glacial global” o Last Global Glacial Maximum, episodio acontecido hace ˜20 ka en el cual las altitudes de las l´ıneas de equilibrio (ELA; altitud en la cual el balance de masa de un glaciar es 0) se ubicaron hasta casi 1000 m por debajo de lo que o hacen hoy en varios lugares del mundo (Benn and Evans, 2010). 15 Figura 2.2: Zonas volc´anicas de Los Andes. Se muestra la ubicaci´on del volc´an Maipo y de la Caldera Diamante, los cuales forman parte de la SVZ, caracterizada dominantemente por andesitas, andesitas bas´alticas y dacitas, aunque tambi´en se reconocen dep´ositos de composici´on riol´ıtica como la ignimbrita Pudahuel, que fue generada por flujos pirocl´asticos producidos durante el colapso de la caldera Diamante, uno de los varios eventos riol´ıticos acontecidos en los u ´ltimos 1.1 Ma. Modificado de (Stern, 2004). 16 Cap´ıtulo 3 Marco Te´ orico 3.1. Corrientes de densidad pirocl´ astica (CDP) Una corriente de densidad pirocl´astica (CDP) corresponde a un flujo de part´ıculas calientes y gases, de origen volc´anico, que se mueve sobre la tierra influenciado por la gravedad. Incluye a los t´erminos flujo pirocl´astico (FP) y oleada pirocl´astica (OP) y no tiene una connotaci´on de concentraci´on de part´ıculas o de estabilidad del flujo (Freundt et al., 2000). Flujos pirocl´ asticos (FP) Son flujos calientes, ricos en gases, y a veces, parcialmente fluidizados, que poseen una alta concentraci´on de material particulado ( % de decenas en volumen), que viajan controlados por la gravedad (Freundt et al., 2000, Cas and Wright, 1987). Los dep´ositos que forman son generalmente macizos (sin estructuras sedimentarias), pobremente seleccionados y ricos en ceniza (tama˜ no <2 mm) (Freundt et al., 2000). Oleadas pirocl´ asticas (OP) A diferencia de los flujos pirocl´asticos, la oleadas pirocl´asticas son flujos de baja concentraci´on de part´ıculas que viajan en un r´egimen turbulento. Sus dep´ositos son fuertemente estratificados (laminaci´on paralela, estratificaci´on cruzada de bajo ´angulo y otras estructuras) (Freundt et al., 2000). Usualmente est´an enriquecidos en part´ıculas m´as densas, principalmente l´ıticos y cristales (Cas and Wright, 1987). 17 3.1.1. Mecanismos de generaci´ on de flujos pirocl´ asticos Los flujos pirocl´asticos pueden ser generados por diversos mecanismos (3.1), los cuales, a grandes rasgos, pueden ser separados en 2 tipos: 1. Generados por colapso de un domo o flujo de lava 2. Generados por colapso de una columna eruptiva Flujos pirocl´ asticos generados por colapso de un domo o flujo de lava Este tipo de colapso t´ıpicamente ocurre en conos volc´anicos andes´ıticos de alta pendiente, aunque tambi´en opera durante la erupci´on de domos sil´ıceos no relacionados a grandes edificios volc´anicos (Cas and Wright, 1987). El colapso puede ser gravitacional (3.1a), que no es estrictamente pirocl´astico, o puede ocurrir producto de una explosi´on lateral dirigida (3.1b). Incluso uno de estos mecanismos puede llevar al otro, por lo que ambos procesos pueden ocurrir contempor´aneamente (Cas and Wright, 1987). El tipo de flujo pirocl´astico generado se demomina “flujo de bloque y ceniza” (o block and ash flow ), aunque tambi´en son llamados flujos de detritos de lava, dep´ositos de avalancha caliente y nubes ardientes (Francis et al., 1974, Cas and Wright, 1987). Los dep´ositos que generan son t´ıpicamente de peque˜ no volumen. Flujos pirocl´ asticos generados por colapso de una columna eruptiva Este tipo de colapsos ocurren cuando la densidad efectiva de una columna eruptiva es mayor que la de la atm´osfera, por lo que ocurre un colapso gravitacional y se generan flujos pirocl´asticos. Este colapso de columa eruptiva puede tomar diferentes formas (figura 3.1), las cuales incluyen variaciones desde un colapso dicreto de columnas elevadas y relativamente estables (figura 3.1d) a eventos de colapso parcial desde los m´argenes de una columna inestable (figura 3.1e), incluyendo tambi´en la generaci´on de flujos pirocl´asticos a partir de la salida continua de material directamente desde el cr´ater (figura 3.1h; (Cas and Wright, 18 Figura 3.1: Mecanismos de generaci´on de flujos pirocl´asticos. (a,b) Mecanismos que usualmente producen “flujos de bloque y ceniza”. (b,c) Mecanismos que producen explosiones laterales dirigidas. (d-f) Mecanismos de generaci´on de flujos pirocl´asticos por colapso de una columna eruptiva . Tomado de (Cas and Wright, 1987). 19 1987)). El colapso a mayor escala de una columna eruptiva podr´ıa dar cuenta de la formaci´on de ignimbritas de gran volumen (Smith, 1960), aunque una erupci´on de esta magnitud no ha sido observada jam´as. 3.1.2. Mecanismos de transporte y depositaci´ on de flujos pirocl´ asticos El dep´osito generado cuando una CDP es sedimentada se suele denominar “Ignimbrita”. Aunque este t´ermino es usado ampliamente para nombrar al dep´osito de cualquier flujo pirocl´astico, algunos autores (Cas and Wright, 1987), lo reservan s´olo para los dep´ositos de flujos pirocl´asticos pum´ıceos, particularmente los de gran volumen. Las ignimbritas contienen mucha informaci´on sobre sus CDP parentales pero los procesos de transporte y sedimentaci´on a´ un no son bien comprendidos (Branney and Kokelaar, 2002). Existen b´asicamente dos modelos que intentan relacionar las caracter´ısticas observadas en las ignimbritas con estos procesos. (Sparks et al., 1973) relacionaron la formaci´on de la “Unidad de flujo est´andar” de una ignimbrita (figura 3.2b) con la evoluci´on completa de un flujo pirocl´astico idealizado (figura 3.2a). Este flujo tendr´ıa una cabeza altamente fluidizada y un cuerpo m´as denso,laminar, que durante el transporte se transformar´ıa en un plug flow 1 . La capa maciza de la unidad de flujo est´andar (figura 3.2b) se formar´ıa cuando este flujo finalmente es depositado todo de una vez (o “en masa”). La organizaci´on vertical de la capa 2b (figura 3.2b), representar´ıa entonces la estructura vertical del flujo justo antes de ser emplazado en masa (Branney and Kokelaar, 2002). Por el contrario, (Branney and Kokelaar, 1992) y (Branney and Kokelaar, 2002) proponen que la capa maciza de una ignimbrita es agradada progresivamente desde la base hacia arriba (figura 3.3a). La parte basal del flujo se denomina Zona Lim´ıtrofe del Flujo (ZLF) o flow-boundary zone y corresponde a la superficie entre la CDP y el sustrato. Durante la 1 Un plug flow es un tipo de flujo no turbulento en el cual una capa superior, en la cual no hay cizalle, viaja sobre una capa con flujo laminar que s´ı presenta cizalle. En la capa superior, la velocidad del flujo no var´ıa con la altura (Branney and Kokelaar, 2002). 20 Figura 3.2: (a) Flujo idealizado. El cuerpo del flujo es transportado como un plug-flow, mientras la cabeza de este es altamente fluidizada por la entrada de aire. La nube de ceniza acompa˜ nante se forma por la elutriaci´on de ceniza desde el flujo. (b) Unidad de flujo est´andar para una ignimbrita seg´ un (Sparks et al., 1973). Esta secuencia se formar´ıa por la deposici´on “en masa” del flujo descrito en (a). El plug-flow generar´ıa el estrato 2b, la cabeza fluidizada generar´ıa al estrato 1 y la deposici´on de la nube de ceniza acompa˜ nante formar´ıa el estrato 3. El esrato 2a corresponder´ıa a la base del flujo. Modificada de (Freundt et al., 2000). sedimentaci´on, el l´ımite del flujo yace sobre el techo del dep´osito que se est´a agradando y cada clasto sometido a la deposici´on debe cruzarlo (Branney and Kokelaar, 2002). El comportamiento de la ZLF al momento de la deposici´on explicar´ıa algunas diferencias en las litofacies reconocidas en una ignimbrita. Por ejemplo, si la ZLF se ubica justo debajo de un flujo con baja concentraci´on de part´ıculas, un r´egimen turbulento es producido y por tanto, transporte traccional ocurre, form´andose t´ıpicamente estructuras sedimentarias (figura 3.3b). Por el contrario, si la ZLF se encuentra justo debajo de un flujo con alta concentraci´on de part´ıculas, la tracci´on es inhibida y se produce la agradaci´on de un dep´osito macizo, es decir, sin estructuras (figura 3.3c). Seg´ un (Branney and Kokelaar, 2002), la “unidad de flujo est´andar” y el flujo del cual ´esta provendr´ıa, constituye m´as un caso particular que la norma. Adem´as, mediante el modelo de agradaci´on progresiva, proponen que el estilo de sedimentaci´on est´a dominado por los procesos alrededor de la ZLF, y que la deposici´on ser´ıa un proceso sostenido (aunque puede ser de muy corta duraci´on). 21 Figura 3.3: Tomada de (Branney and Kokelaar, 2002). (a) Formaci´on de una ignimbrita mediante agradaci´on progresiva desde una CDP. Las part´ıculas transportadas deben atravesar la Zona Lim´ıtrofe del Flujo (ZLF) antes de ser depositadas. (b) ZLF en la base de un flujo con baja concentraci´on de part´ıculas. Los perfiles de velocidad y de concentraci´on de part´ıculas en el flujo producen turbulencia por lo que ocurre tracci´on y se forman estructuras sedimentarias en el dep´osito. (c) ZLF justo bajo un flujo con alta concentraci´on de part´ıculas. El perfil de velocidad inverso a (b), y los cambios verticales graduales en la concentraci´on, inhiben la tracci´on, por lo que un dep´osito macizo es formado. 22 Modelo de ignimbrita de (Sparks et al., 1973) Luego de examinar muchas ignimbritas, (Sparks et al., 1973) concluyeron que ´estas presentaban una secuencia caracter´ıstica de horizontes, a la cual denominaron u ´nidad de flujo est´andar’para una ignimbrita (figura 3.2b). El estrato 2b constituye el cuerpo de la unidad de flujo de la ignimbrita y normalmente representa por lo menos el 90 % de su volumen. Es relativamente homog´eneo y es pobremente seleccionado. Com´ unmente posee una zona de enriquecimiento en p´omez hacia el techo (normalmente menos del 10 % del espesor de la unidad de flujo) y una zona de enriquecimiento en fragmentos l´ıticos hacia la base (raramente mayor a 2 m de espesor). El estrato 2a es de grano m´as fino que 2b y est´a presente en la base de todas las unidades de flujo. Var´ıa en espesor desde algunos cent´ımetros hasta m´as de 1 m y posee gradaci´on inversa, presentando part´ıculas de grano m´as grueso hacia arriba, a lo largo de algunos cent´ımetros hasta adentrarse en 2b. El estrato 1 rara vez tiene m´as de algunos cent´ımetros de espesor y su contacto con el estrato 2 es de abrupto a gradacional. Presenta r´apidas fluctuaciones de espesor y a menudo est´a bien estratificado y contiene estratificaci´on cruzada de bajo a´ngulo. Ocurre en la base de la ignimbrita pero nunca entre unidades de flujo individuales. El estrato 3 es una capa de ceniza de grano extremadamente fino que, en algunas ignimbritas, sobreyace al estrato 2. El estrato 2a difere del 2b s´olo en que carece de las p´omez y de los l´ıticos mayores; los fragmentos l´ıticos se concentran justo sobre 2a. Este estrato parece representar un r´egimen del flujo pirocl´astico en el cual los fragmentos mayores son exclu´ıdos y desde el cual ests han sido f´ısicamente eyectados. Esto, y la gradaci´on inversa dentro del estrato 2a, pueden ser debido al alto cizalle y fuerzas grano-dispersivas cerca de la base del flujo. El estrato 1 es interpretado como el producto de una oleada basal (Sparks et al., 1973), la cual acompa˜ na o precede al flujo pirocl´astico, esparci´endose m´as extensivamente que ´este sobre el terreno. El estrato 3 es interpretado como ceniza de ca´ıda; es el material fino removido de la parte superior de la columna eruptiva o desde la oleada basal o flujo pirocl´astico durante el flujo. 23 Cap´ıtulo 4 Ignimbrita Pudahuel 4.1. Antecedentes La ignimbrita Pudahuel (Wall et al., 1996), llamada tambi´en Asociaci´on Pirocl´astica Pum´ıcea (Polanski, 1962) o Toba Diamante (Hynek et al., 2010), corresponde a un dep´osito macizo de flujo pirocl´astico de ceniza y lapilli, de composici´on riol´ıtica y no soldado. El color de los dep´ositos va de blanco amarillento a pardo claro y rosado y ´estos se presentan de medianamente a bien consolidados. En algunos sectores se encuentran retrabajados (Wall et al., 1996). 4.1.1. Distribuci´ on La distribuci´on de esta ignimbrita es muy extensa y se reconoce su presencia tanto en Chile como en Argentina. (Polanski, 1962) se˜ nala que ´esta cubre como un manto continuo el fondo del Valle Extenso de Yaucha y Papagayos ubicado en Argentina mientras en la zona monta˜ nosa es muy frecuente como relleno de fondo de los valles y depresiones geomorfol´ogicas. (Guerstein, 1993) determin´o el ´area de propagaci´on en ese pa´ıs entre el poblado de Pareditas y el r´ıo Diamante (ver figura 1.1). A su vez, (Guest and Jones, 1970) indican que, en Chile, los afloramientos pueden ser trazados hacia el sur del valle del Maipo, alcanzando su m´aximo desarrollo hacia el SO de Melipilla. Tambi´en existen afloramientos en el valle del estero Puangue, al norte de Melipilla, hasta la localidad de Mar´ıa Pinto. El dep´osito se reconoce adem´as al este de Puente Alto y en el estero El Manzano en el sector del Caj´on del Maipo. 24 Una toba soldada ubicada en el sector de El Yeso se ha asociado tambi´en a la Ignimbrita Pudahuel. M´as hacia el sur existen afloramientos en las cercan´ıas de la ciudad de Rancagua y a lo largo de los r´ıos Rapel y Cachapoal (Stern et al., 1984a). 4.1.2. Estratigraf´ıa 4.1.2.1. Dep´ ositos de ca´ıda En superficie, s´olo en Argentina se han reconocido dep´ositos de ca´ıda asociados a la erupci´on que gener´o la caldera Diamante. Estos se ubican en una posici´on estratigr´aficamente inferior a los dep´ositos de flujo pirocl´astico. (Lagos, 2003) reconoci´o un nivel que interpret´o como de ca´ıda pero s´olo a trav´es de sondajes. (Guerstein, 1993) reconoce dos unidades de ca´ıda en Argentina: Argentina (Guerstein, 1993) Unidad de ca´ıda inferior (UCI) Tiene un espesor que var´ıa desde 4 m a 9 cm en zonas m´as distales. An´alogamente, el tama˜ no de grano tambi´en disminuye con la distancia. El dep´osito es en general homog´eneo con una suave tendencia decreciente, excepto en los u ´ltimos cent´ımetros donde, mediante una gradaci´on normal muy brusca, culmina con un nivel delgado de ceniza fina. En el techo posee una superficie plana de oxidaci´on (por exposici´on suba´erea durante algunas horas). Unidad de ca´ıda superior (UCS) Tiene un espesor algo mayor que la UCI en el piedemonte y se apoya sobre ´esta en contacto neto y discordante. Hacia la base es similar a la unidad inferior pero hacia el techo se caracteriza por una serie de gradaciones normales e inversas que afectan a todos los componentes de la tefra. Esta unidad termina con un delgado dep´osito de lapilli l´ıtico que (Guerstein, 1993) atribuye a la ca´ıda de fragmentos de roca por obstrucci´on parcial del foco (conducto) bajo condiciones de alta explosividad. 25 Chile (Lagos, 2003) Unidad I Seg´ un (Lagos, 2003) corresponder´ıa a un dep´osito de ca´ıda basal de 2 m de espesor reconocido a trav´es de sondajes. Corresponde a ceniza volc´anica con muy buena selecci´on, compuesta totalmente por fragmentos tama˜ no ceniza. Contiene 90 % vidrio volc´anico (p´omez y shards), 5 % de cristales (biotita y menor plagioclasa) y 5 % de l´ıticos 4.1.2.2. Dep´ ositos de flujo pirocl´ astico A diferencia de los dep´ositos de ca´ıda, ´estos se reconocen extensamente a ambos lados de la cordillera. En el lado argentino se ubican sobre los primeros en un contacto que es a veces suavemente erosivo y a veces, concordante (Polanski, 1962). Los mayores espesores de estos dep´ositos se hallan en la monta˜ na, en donde alcanzan y superan los 200 m. En el borde de la serran´ıa y la zona pedemontana afloran en espesores de 30 a 40 m, mientras en el Valle Extenso suelen reducirse a 20 m y menos. En el Cerro El Pozo disminuye de 5 a 6 m, y en zonas m´as distales sus espesores oscilan entre 0 y 3 m (Polanski, 1962). En el lado chileno, en El Manzano (Caj´on del Maipo) existe un afloramiento de m´as de 10 m y en el sector El Yeso una ignimbrita soldada alcanzar´ıa un espesor de 40m (Guest and Jones, 1970). (Lagos, 2003) estima un espesor total de m´as de 40 m para la Ignimbrita Pudahuel en los sectores de Maip´ u y Pudahuel a partir de informaci´on de sondajes y observaciones de terreno. Seg´ un (Guerstein, 1993) los espesores var´ıan desde m´as de 200 m en los valles intermontanos hasta menos de 10 m en el piedemonte. Chile (Lagos, 2003) A partir del estudio de sondajes y afloramientos en superficie del sector de Pudahuel en la ciudad de Santiago, (Lagos, 2003) reconoci´o cuatro unidades para la Ignimbrita Pudahuel: Unidades II y III Estas unidades en conjunto corresponder´ıan al dep´osito del flujo principal seg´ un los criterios de (Sparks et al., 1973). Se ubicar´ıan sobre la Unidad I. La unidad II tiene un espesor de 26 entre 6 y 12 m en sondajes y posee una matriz de ceniza fina que contiene principalmente vidrio y p´omez, adem´as de cristales de biotita y plagioclasa, as´ı como tambi´en fragmentos accidentales y accesorios. La Unidad III es la con mayor continuidad en superficie y se dispone con morfolog´ıa de cerrillos. En algunas zonas se encuentra cubierta por dep´ositos aluviales. A partir de sondajes, (Lagos, 2003) reconoce un espesor de entre 19 y 24 m. La matriz es de tama˜ no ceniza fina y est´a compuesta principalmente por vidrio y p´omez. La composici´on de los fragmentos es similar a la Unidad II pero estos son menos abundantes y de menor tama˜ no (40 % tama˜ no bloque y 60 % tama˜ no lapilli). Esta unidad posee numerosas chimeneas de desgasificaci´on de tama˜ no variable (centim´etricas a m´etricas) que presentan acumulaci´on ´ de l´ıticos y p´omez. Estas son m´as comunes en la parte superior del dep´osito y se cortan en el contacto con la unidad suprayacente. Hacia el techo hay una acumulaci´on de p´omez redondeadas de hasta 15 cms. Unidad IV Esta unidad sobreyace concordantemente a la Unidad III y corresponder´ıa a un dep´osito de oleada pirocl´astica de 2 a 5 m de espesor y que presenta alto grado de soldamiento del vidrio indicando una alta temperatura de emplazamiento. Tiene diferentes niveles estratificados sin continuidad lateral, los cuales se diferencian por el contenido de l´ıticos y de fragmentos pum´ıceos que poseen. En este dep´osito se reconocen estructuras como estratificaci´on cruzada, dunas y antidunas. En el sector de los pozos de San Andr´es, posee un nivel con muy buena selecci´on compuesto de part´ıculas tama˜ no ceniza fina (< 0, 06 mm) correspondientes principalmente a vidrio (90 %), cristales de biotita y l´ıticos juveniles. Este nivel tiene un espesor de 6 cm y no es continuo lateralmente. Posee gradaci´on inversa de fragmentos l´ıticos. Argentina (Guerstein, 1993) En el lado argentino, (Guerstein, 1993) a su vez reconoci´o una u ´nica unidad de flujo pirocl´astico de enfriamiento simple que se ubica sobre los dep´ositos de ca´ıda (UCI y UCS) previamente descritos: Unidad de flujo pirocl´ astico (UFP) 27 La base de esta unidad es en algunos sectores concordante y en otros, suavemente erosivo. Su espesor variar´ıa desde m´as de 200 m en los valles intermontanos hasta menos de 10 m en el piedemonte y presenta soldamientos desde incipientes a moderados, caracterizados por la ausencia de fiammes y por la poca deformaci´on de las trizas v´ıtreas. En el arroyo del Rosario, la unidad de flujo pirocl´astico var´ıa lateralmente desde tobas con soldamiento moderado, sin gradaciones ni pipas fumar´olicas pero con estructuras de disyunci´on columnar rectas y curvas, a tobas coherentes sin soldamiento que tampoco presentan pipas pero que, en cambio, poseen gradaci´on inversa de p´omez. Seg´ un (Guerstein, 1993), esta asociaci´on responde al modelo de flujo pirocl´astico tipo de (Smith, 1960), por la disminuci´on del espesor y en el grado de soldamiento y coherencia a medida que se incrementa la distancia al centro emisor. Por el grado de soldamiento, el autor interpret´o que los flujos que generaron estos dep´ositos se habr´ıan emplazado a temperaturas probablemente superiores a 600◦ C. En los valles del sur (Yaucha y Papagayos) y en gran parte de la zona pedemontana, se observa que dep´ositos gruesos (> 25 % tama˜ no bloque) y ricos en l´ıticos de la zona monta˜ nosa, pasan en una transici´on lateral hacia dep´ositos m´as finos (< 25 % tama˜ no bloque). La unidad de flujo pirocl´astico se caracteriza aqu´ı por ser coherente aunque poco tenaz, no poseer gradaciones y presentar pipas fumar´olicas bien desarrolladas y definidas, adem´as de estructuras cil´ındricas relacionadas con ellas. Hacia las facies distales, existe un empobrecimiento de l´ıticos. Por su bajo grado de soldamiento y por la presencia de estas pipas, se interpreta como el resultado de flujos pirocl´asticos de baja temperatura (< 500◦ C) altamente fluidizados. En la regi´on pedemontana, entre los arroyos de Yaucha y Papagayos, las distintas facies reconocidas responden al modelo est´andar de Sparks et al (1973) para una secuencia ignimbr´ıtica tipo ((Guerstein, ´ 1993)). Esta se compone de un sector basal denominado 2a y el cuerpo de la ignimbrita o zona 2b , que culmina con una zona de enriquecimiento en p´omez. Aunque en ning´ un sector se han reconocido m´as de tres unidades, las asociaciones de facies en el arroyo del Rosario y sus afluentes presentan rasgos contrastantes con los de Yaucha y Papagayos. En el primer caso no s´olo se pueden reconocer dep´ositos soldados sino que no se han identificado aquellos ricos en componentes l´ıticos y pum´ıceos, tal como ocurre en el segundo. 28 4.1.3. Volumen (Guest and Jones, 1970) estimaron un volumen de 40 km3 para los dep´ositos de flujo pirocl´astico ubicados en las cercan´ıas de Santiago. Posteriormente, (Stern et al., 1984a) realizaron una nueva estimaci´on y obtuvieron un volumen de aproximadamente 450km3 para estos, asumiendo que eran continuos, que originalmente ocupaban un a´rea de 15000 km2 y que su espesor promedio era de 30 m. Incluyeron tanto los dep´ositos de flujo pirocl´astico de Chile como los de Argentina. La u ´ltima estimaci´on del volumen de estos dep´ositos, incluyendo a los de ca´ıda que se estiman en 20 km3 , es de 270-350 km3 (135-170 km3 DRE (Densidad de Roca Equivalente)). Esta estimaci´on, realizada por (Guerstein, 1993) parece ser m´as cercana a la realidad por considerar que los dep´ositos de flujo pirocl´astico no son continuos y utilizar para el c´alculo una “superficie espec´ıfica de acumulaci´on”, que representa la superficie de terreno que habr´ıa quedado originalmente cubierta por estos. 4.1.4. Edad Siguiendo criterios estratigr´aficos, (Polanski, 1962) sugiri´o que la edad de estos dep´ositos en la precordillera argentina es Pleistoceno tard´ıo. La edad de 450 ± 60 ka obtenida por (Stern et al., 1984a) mediante trazas de fisi´on en circones en dep´ositos ubicados en las cercan´ıas de Santiago y Rancagua, es consistente con esta suposici´on. Posteriormente, (Wall et al., 2001) obtuvieron dos edades 40 Ar/39 Ar (plateau) notablemente mayores de 2,3 ± 0,3 Ma y 2,2 ± 0,3 Ma en biotitas extra´ıdas de clastos juveniles. En (Orme˜ no, 2007), se cita una dataci´on m´as reciente realizada en plagioclasa, en la cual se obtienen edades 40 Ar/39 Ar de ca. 340 ka. Por u ´ltimo, (Lara et al., 2008) llevaron a cabo determinaciones U-Th-He en circones extra´ıdos de piroclastos pum´ıceos, las cuales permitir´ıan asignar una edad de ca. 150 ka para la ignimbrita Pudahuel. En publicaciones m´as recientes ((Lagos, 2003, Sruoga et al., 2005, Hynek et al., 2010)), la edad considerada es la de 450000 ± 60000 a˜ nos. 29 30 Figura 4.1: Ubicaci´on de las localidades visitadas. Se incluyen las muestras extra´ıdas en cada una de ellas. 4.2. Arquitectura de la ignimbrita Pudahuel Generalidades Los afloramientos de la Ignimbrita Pudahuel que fueron visitados en este estudio se muestran en la figura 4.1. Como se puede ver, estos se distribuyen en las regiones de O’Higgins y Metropolitana, en los valles de los r´ıos Maipo y Cachapoal. Es muy com´ un verla cubriendo el centro de los valles como un manto (e.g. Pudahuel, Poblaci´on, Mandinga, entre otros.; ver figuras 4.2a y 4.2b) desarrollando, sobretodo en zonas m´as distales, una caracter´ıstica Figura 4.2: (a) Vista del afloramiento en Fundo Larrinco (Rinconada de Maip´ u). La ignimbrita rellena el valle como un manto. (b) Vista del afloramiento vistado en Poblaci´on. La ignimbrita rellena el valle como un manto. (c) La ignimbrita presenta a menudo morfolog´ıa de lomas como la que se observa aqu´ı en el camino Melipilla-Rapel cerca de la localidad de Mandinga.(d) Estero Coyanco, cerca de la localidad de El Toyo en el Caj´on del Maipo. Al fondo del valle, hacia la izquierda, se puede observar un dep´osito de la ignimbrita adosado a un cerro. 31 32 Figura 4.3: Distribuci´on aproximada de las facies mLT, mLTpip y plensmT. La facies sT s´olo se reconoci´o en las localidades de Rinc´on del Abra y en la esquina de las calles San Pablo y Vespucio. En la zona en blanco, o bien no se encontraron afloramientos, o bien se reconoce su exposici´on en superficie pero no se visitaron afloramientos en ese sector. morfolog´ıa de lomas (figura 4.2c). Hacia los bordes de los valles, se dispone discordantemente sobre la topograf´ıa preexistente. Los dep´ositos son no soldados y leve a medianamente consolidados. A menudo presentan retrabajo aluvial hacia el techo (figuras 4.4a, 4.4b,4.6b). En algunos sectores poseen lentes ricos en l´ıticos de origen fluvial (figuras 4.4c, 4.7a y 4.5a). Los afloramientos visitados se pueden agrupar en dos: los ubicados en el valle del R´ıo Maipo (Estero Coyanco, El Manzano, Cerro Chena, Bodegas San Francisco, Rinconada de Maip´ u, San Pablo con Vespucio, Bollenar y Mandinga) y los ubicados en el valle del R´ıo Cachapoal (Coya, Machal´ı, Rinc´on del Abra, Chanc´on, Rapel, Poblaci´on). El afloramiento del R´ıo Peuco se ubica en el valle del r´ıo hom´onimo aunque es importante considerar que se encuentra en las cercan´ıas del Cachapoal (ver figura 4.1). A partir de las caracter´ısticas de los dep´ositos, se definieron tres facies bas´andose en la nomenclatura utilizada por Branney and Kokelaar (2002). Las facies definidas son presentadas a continuaci´on (figura 4.3): Facies de toba de ceniza y lapilli maciza (mLT) Esta facies se reconoce a lo largo del r´ıo Cachapoal, a una distancia de entre 60 y 100 kms de la Caldera Diamante, y a una altitud de entre 400 y 1000 m s.n.m. Corresponde a la zona que ser´a denominada Cachapoal Medio en este trabajo. Las localidades visitadas en las cuales est´a presente son: Machal´ı, Coya, Chanc´on y Rinc´on del Abra (figura 4.1). El espesor expuesto de los dep´ositos var´ıa entre 2 (cerca de Coya) y 15 m (en Machal´ı y Chanc´on). Los dep´ositos son macizos e is´otropos (sin orientaci´on preferencial de las part´ıculas; 4.6c y 4.6d), salvo en Machal´ı, en donde localmente se presenta una leve imbricaci´on de las part´ıculas (figuras 4.5a y 4.6a). No se observa ning´ un tipo de gradaci´on en el tama˜ no de grano. La u ´nica variaci´on vertical evidente es en cuanto a color y se reconoce en Machal´ı, en donde ´este var´ıa de blanco gris´aceo en la base a rosado anaranjado en la parte superior(figura 4.6a). Los dep´ositos de esta facies son finos, presentando entre un 85 % y un 90 % de matriz tama˜ no ceniza, compuesta principalmente de fragmentos de p´omez, l´ıticos y escasos cristales. Los fragmentos mayores son mayoritariamente de tama˜ no lapilli, con algunos escasos tama˜ no bloque. El detalle de los componentes se presentar´a m´as adelante en la secci´on 4.4. 33 Figura 4.4: (a) Detalle del retrabajo en la Ignimbrita Pudahuel, en la localidad de Rinc´on del Abra. Se pueden observar fragmentos de p´omez en el dep´osito aluvial. (b)Mandinga. Contacto erosional en forma de canal producto del retrabajo aluvial sobre la ignimbrita.(c) Intercalaci´on fluvial en R´ıo Peuco. Corresponde a un lente m´etrico irregular con fragmentos l´ıticos bien redondeados de origen fluvial. Var´ıa de clastosoportado a matriz soportado. 34 35 Figura 4.5: (a) Columna representativa del afloramiento visitado en Machal´ı. Dep´osito corresponde a la facies mLT con una leve imbricaci´on de las part´ıculas. Se indican las muestras obtenidas y la altura aproximada a la cual fueron obtenidas.(b)Afloramiento visitado en Chanc´on. Dep´osito de flujo pirocl´astico macizo y homog´eneo de la facies mLT.(c)Afloramiento visitado en Rinc´on del Abra. Esta localidad es la u ´nica en que se reconoci´o una capa basal con estratificaci´on (facies sT) que grada hacia la facies mLT verticalmente. Hacia el techo el dep´osito presenta retrabajo aluvial.Se incluye la simbolog´ıa utilizada en las columnas. Las escasas variaciones verticales identificadas en esta facies son insuficientes para afirmar que hay m´as de una unidad deposicional en la ignimbrita. Facies de toba de ceniza maciza con lentes de p´ omez (plensmT) Esta facies se reconoce en las localidades de Rapel y Poblaci´on(figura4.8a), en la parte distal del r´ıo Cachapoal (>150 km desde la fuente), a una altitud menor a 150 m s.n.m. En el afloramiento visitado en el r´ıo Peuco(figura4.8b), ubicado a ca. 85 km de la Caldera Diamante y a 450 m s.n.m., se presenta tambi´en esta facies aunque con leves diferencias. En la parte distal del Cachapoal, el dep´osito rellena el valle como un manto continuo (figura 4.2b) con un espesor promedio de 12 m en los alrededores de la localidad de Poblaci´on. En Rapel s´olo est´an expuestos 3 m. En el r´ıo Peuco, el afloramiento visitado, cercano a la ribera del r´ıo, alcanza los 18 m de espesor. Las cenizas son, en general, macizas, aunque localmente presentan estratificaci´on paralela difusa con niveles decim´etricos ricos en p´omez, los cuales se observan tanto en Poblaci´on como en r´ıo Peuco (figuras 4.7a y 4.7b). En Rapel y Poblaci´on se presentan tambi´en lentes irregulares de p´omez decim´etricos a m´etricos (figuras 4.8c y 4.8d), los cuales no fueron reconocidos en r´ıo Peuco. En ninguna de las localidades en donde se reconoci´o esta facies se observan variaciones verticales relevantes ni gradaciones en el tama˜ no de grano. Los dep´ositos correspondientes a plensmT son m´as finos que los de mLT, presentando m´as de un 95 % de matriz tama˜ no ceniza. Presenta escasos piroclastos tama˜ no lapilli, los cuales corresponden exclusivamente a p´omez, y no incluye fragmentos tama˜ no bloque (detalle de componentes en secci´on 4.4) Facies de toba de ceniza y lapilli maciza con pipas de desgasificaci´ on (mLTpip) Esta facies est´a presente a lo largo del r´ıo Maipo (figura4.3), a distancias de entre 70 y 150 km de la Caldera Diamante, y a una altitud de entre 90 y 1200 m.s.n.m. Las localidades en que es reconocida son: San Pablo con Vespucio, Rinconada de Maip´ u, Bodegas San Francisco, El Manzano, Estero Coyanco, Cerro Chena, Mandinga y Bollenar (figura 4.1). En la parte media del r´ıo Maipo (entre 70 y 100 km desde la Caldera Diamante), las cenizas se presentan 36 Figura 4.6: (a)Fotograf´ıa del afloramiento. Se puede ver la gradaci´on desde blanco a rosado anaranjado hacia el techo. La l´ınea roja indica el sentido de imbricaci´on de las part´ıculas. Libreta de terreno como escala.(b)Secuencia observada en el afloramiento de Rinc´on del Abra. La ignimbrita se ubica directamente sobre lavas cret´acicas. De s´olo algunos cm de espesor, este es el u ´nico afloramiento en donde se reconoci´o una capa basal, la cual pasa gradualmente hacia arriba a un dep´osito de flujo pirocl´astico macizo (facies mLT), que hacia el techo se encuentra retrabajado.(c)Detalle de la facies mLT en la localidad de Rinc´on del Abra. La apariencia es maciza. La matriz es de ceniza fina y se pueden ver fragmentos l´ıticos y p´omez tama˜ no lapilli. (d) Facies mLT en Machal´ı. Matriz de ceniza fina con fragmentos l´ıticos y p´omez tama˜ no lapilli. El color es m´as oscuro que en otras localidades. 37 como dep´ositos relictos adosados a las paredes de los valles con espesores variables de entre 4 (en el Estero Coyanco) y 14 m (en El Manzano). Ya en la zona media-distal del valle del Maipo (a 100-150 km de la fuente), los dep´ositos cubren el valle como un manto continuo (e.g. esquina de las calles San Pablo y Vespucio, Rinconada de Maip´ u y Bodegas San Francisco), que en el sector de Pudahuel, en las Bodegas San Francisco, alcanza los 15 m de espesor expuesto. Se reconocen tambi´en cenizas adosadas a cerros isla en medio del valle, en donde el espesor alcanzado es menor. Este es el caso del afloramiento en el Cerro Chena, que posee un espesor de 4 m. En la parte distal del r´ıo Maipo (> 150 km desde la Caldera), los dep´ositos se siguen presentando como un manto, el cual tiene una caracter´ıstica morfolog´ıa de lomas (figura 4.2c) y con un espesor de hasta 5 m (figuras 4.11c y 4.11d). Esta facies se caracteriza por ser maciza aunque localmente presenta estratificaci´on paralela difusa con niveles decim´etricos ricos en l´ıticos tama˜ no lapilli a bloque (figuras 4.9a,4.10a y 4.10b). Adem´as, los dep´ositos presentan pipas de desgasificaci´on verticales, centim´etricas a m´etricas(figuras 4.14a y 4.14b). A menudo exhibe zonas irregulares enriquecidas en l´ıticos, las cuales representan una facies transicional entre mLTpip y una facies de brecha maciza con matriz rica en ceniza (e.g. Bollenar, niveles ricos en l´ıticos en San Pablo con Vespucio y en Bodegas San Francisco; figuras 4.11c, 4.10c, 4.10d y 4.11a). Es importante hacer notar que no se reconoci´o la presencia de pipas en todos los dep´ositos asociados a esta facies. En la parte inferior de los afloramientos de El Manzano y de San Pablo con Vespucio, as´ı como tambi´en en el Estero Coyanco, ´estas no est´an presentes. Sin embargo, debido a la similitud en cuanto a granulometr´ıa (algo m´as gruesa que mLT) y apariencia, y a la presencia de niveles ricos en l´ıticos (ausentes en mLT), se determin´o que los dep´ositos eran m´as cercanos a mLTpip. Las variaciones en el tama˜ no de grano no son tan marcadas. Sin embargo, es posible reconocer gradaci´on inversa de p´omez en Bodegas San Francisco y de l´ıticos en la parte inferior del afloramiento de San Pablo con Vespucio. As´ı como tambi´en, gradaci´on normal de l´ıticos en Bollenar y Mandinga. 38 39 Figura 4.7: (a) Columna representativa de R´ıo Peuco. Dep´osito de flujo pirocl´astico macizo (facies plensmT) con algo de laminaci´on difusa hacia el techo. Aunque se presentan niveles decim´etricos de p´omez hacia el techo, no se observan los lentes irregulares reconocidos en Rapel y Poblaci´on.(b) Columna Poblaci´on. Dep´osito similar al descrito en (a). Al igual que en Rapel presenta lentes de p´omez y adem´as, hacia el techo, laminaci´on difusa.(c)Columna reconocida en Rapel. Corresponde a un dep´osito de FP de la facies plensmT, caracterizada por poseer lentes de p´omez y carecer de l´ıticos visibles a simple vista. Simbolog´ıa como en figura 4.5 Figura 4.8: (a)Afloramiento visitado en Poblaci´on, representativo de la facies plensmT. Se reconocen escasos fragmentos tama˜ no lapilli que corresponden exclusivamente a p´omez. (b)Afloramiento en R´ıo Peuco. Persona como escala.(c)Detalle de un lente de p´omez en Rapel.(d)Lente m´etrico rico en p´omez en la localidad de Poblaci´on. Libreta de terreno para escala. 40 41 Figura 4.9: (a)Columna representativa del afloramiento del estero El Manzano. Se reconoce un nivel ondulado y conti´ nuo rico en l´ıticos del cual nacen pipas de desgasificaci´on. Este separa dos partes de un dep´osito de FP (facies mLTpip)(b)Columna representativa del afloramiento visitado en San Pablo con Vespucio. Se reconocen dos posibles unidades de flujo pirocl´astico de la facies mLTpip separados por un dep´osito de oleada pirocl´astica (sT) de poca continuidad lateral. El dep´osito de flujo pirocl´astico superior presenta pipas de desgasificaci´on y un nivel rico en l´ıticos. El dep´osito de flujo pirocl´astico inferior presenta gradaci´on inversa no muy clara. Hacia el techo, la ignimbrita se encuentra retrabajada (c)Columna Estero Coyanco. Se reconocen dos unidades. Aunque ambas pertencen a la facies mLT, son diferenciables debido a que la unidad superior es de grano m´as fino. Notar el lente de origen fluvial que se ubica en el techo de la unidad inferior y que grada hacia la unidad superior. Simbolog´ıa como en figura 4.5 Figura 4.10: (a) El Manzano. Nivel irregular rico en l´ıticos que podr´ıa constituir el contacto entre dos unidades de flujo. La orientaci´on de la fotograf´ıa es SN. (b) El Manzano. Hacia arriba nivel rico en l´ıticos visto desde otra perspectiva y pipas de desgasificaci´on. En rojo se ve la orientaci´on de la estratificaci´on paralela. La orientaci´on de esta fotograf´ıa es NS.(c)Afloramiento visitado en la localidad de Bollenar. Se observa pipa de desgasificaci´on y la ausencia de l´ıticos hacia el techo.(d)Dep´osito de flujo pirocl´astico superior (mLTpip) en afloramiento de calles San Pablo con A. Vespucio. En la mitad de la unidad se observa lente rico en l´ıticos. 42 43 Figura 4.11: (a) Columna representativa del afloramiento de Bodegas de San Francisco. Facies mLTpip con pipas de desgasificaci´on de variados tama˜ nos. Presenta gradaci´on inversa de p´omez y nivel irregular de l´ıticos.(b)Columna de Rinconada de Maip´ u. Facies mLTpip. Posse pipas de desgasificaci´on centim´etricas a m´etricas.(c)Columna Bollenar. Facies mLTpip con pipas de desgasificaci´on y nivel rico en l´ıticos. Se presenta gradaci´on normal de l´ıticos.(d)Columna Mandinga. Facies mLTpip de grano m´as fino que en (a). Presenta gradaci´on normal de l´ıticos. Las pipas de desgasificaci´on son menos abundantes y m´as peque˜ nas que en Bollenar. Simbolog´ıa como en figura 4.5. Figura 4.12: (a) Posibles dos unidades de la ignimbrita reconocidas en El Toyo, en el Estero Coyanco. Se observa lente fluvial que grada hacia la unidad superior. Las fracturas cortan ambas unidades. (b) Acercamiento a lente fluvial. 44 Aunque en general los dep´ositos parecen comprender una sola unidad deposicional, hay tres localidades en las cuales hay evidencias de que podr´ıa haber m´as de una. En San Pablo con Vespucio (figura 4.9b), se aprecian dos posibles unidades de la ignimbrita separadas por un nivel estratificado (facies sT) que tiene poca continuidad lateral (menor a 10 m). En El Manzano (figura 4.9a), un ondulado y continuo nivel rico en l´ıticos (figura 4.10a) desde el cual, en algunos sectores, nacen pipas de desgasificaci´on (figura 4.10b), hace pensar en la existencia de dos unidades. En el Estero Coyanco, en cambio, s´ı se distinguen claramente dos unidades (figuras ??a y 4.12a), siendo m´as rica en finos la superior. El contacto entre ambas es gradacional a trav´es de un nivel rico en l´ıticos de origen fluvial (figuras 4.12a y 4.12b). Facies de toba de ceniza estratificada (sT) Esta facies s´olo se reconoci´o en dos localidades: en Rinc´on del Abra, en el valle del Cachapoal; y en la esquina de las calles San Pablo y Vespucio de la ciudad de Santiago, en el valle del Maipo. Es una facies subordinada a mLT y mLTpip. Se caracteriza por tener muy buena selecci´on, no contener part´ıculas tama˜ no lapilli o mayores y presentar estratificaci´on paralela y cruzada. En ambas localidades, el espesor de los niveles que presentan esta facies es peque˜ no. Mientras en Rinc´on del Abra ´este alcanza hasta 10 cms, en San Pablo con Vespucio es muy variable llegando a los 50 cms de espesor. En el primer caso, el nivel se ubica en la parte basal del dep´osito, presentando un contacto gradacional hacia el cuerpo principal macizo (figuras 4.13a y 4.13c), mientras en el segundo se ubica en una posici´on media, separando dos posibles unidades de la ignimbrita (figura 4.9b). Hacia el techo presenta un nivel centim´etrico rico en p´omez (figura 4.13b). Aunque en ambos casos, la facies parece ser la misma, es posible que la interpretaci´on de los dep´ositos sea diferente. En Rinc´on del Abra, la posici´on del nivel estratificado y el contacto gradacional hacia el cuerpo principal hacen pensar que ambos constituyen partes de la misma unidad deposicional. En San Pablo con Vespucio, en cambio, la interpretaci´on es m´as compleja ya que el nivel estratificado no se ubica en la base de la ignimbrita. Este u ´ltimo podr´ıa interpretarse ya sea como un dep´osito de oleada pirocl´astica emplazado de manera independiente a los dep´ositos de flujo pirocl´astico superior e inferior, o como el producto de una variaci´on local en el flujo que luego fue emplazado. Es importante 45 notar la poca continuidad lateral de este nivel (menor a 10 m), el cual no se reconoci´o en otros afloramientos. Figura 4.13: (a) Facies sT en la base de la ignimbrita (facies mLT), y fragmento de lava inmerso en la base de la ignimbrita.(b)Dep´osito de flujo pirocl´astico inferior (mLTpip), superior (mLTpip) y de oleada pirocl´astica (sT). Detalle del contacto. Hacia el techo del dep´osito estratificado se observa un nivel centim´etrico rico en p´omez.(c)Detalle del contacto entre las facies sT y mLT en Rinc´on del Abra. Se observa un fragmento de lava incorporado al dep´osito producto de la erosi´on del sustrato por los flujos pirocl´asticos. 46 Figura 4.14: (a)Pipa de desgasificaci´on decim´etrica en afloramiento de Fundo Larrinco, Rinconada de Maip´ u. (b) Pipa de desgasificaci´on m´etrica en Bodegas de San Francisco, Pudahuel. 4.3. Variaciones granulom´ etricas Se realiz´o un an´alisis granulom´etrico para 20 muestras de la ignimbrita (figura 4.1) considerando solamente la fracci´on menor a 16 mm (φ = −4). Las curvas acumulativas de frecuencias obtenidas fueron graficadas en un papel con eje de ordenadas probabil´ıstico (figura 4.15). Aunque todas las muestras son muy ricas en finos, se presentan ciertas diferencias entre los valles. Mientras para las muestras del sector Cachapoal-R´ıo Peuco (facies mLT y plensmT) se tiene que un 90 % del material es menor a φ = 1, 5 (350 µm), las muestras del sector R´ıo Maipo (facies mLTpip) poseen un 90 % menor a φ = 0 (1 mm), siendo algo m´as gruesas. Es destacable el marcado empobrecimiento en part´ıculas m´as gruesas de las muestras obtenidas en Poblaci´on y Rapel, correspondientes a la facies plensmT, que se ve claramente en la figura 4.15. Este empobrecimiento se hace evidente para part´ıculas de un tama˜ no mayor a φ = 2 47 Curvas acumulativas sector Cachapoal-Río Peuco SÍMBOLO MUESTRA LOCALIDAD FACIES mLT mLT mLT mLT mLT mLT plensmT plensmT mLT plensmT % peso acumulativo más grueso que valor correspondiente Machalí inferior Machalí inferior Machalí superior Machalí superior Camino a Coya Chancón Rapel Río Peuco Rincón del Abra Población Cachapoal Medio (< 100 km desde la fuente) Río Peuco Cachapoal Distal (> 150 km desde la fuente) Curvas acumulativas Río Maipo SÍMBOLO MUESTRA LOCALIDAD El Manzano inferior El Manzano superior Mandinga Bollenar Cerro Chena Bodegas San Fco Rinconada de Maipú San Pablo con Vespucio inferior San Pablo con Vespucio oleada San Pablo con Vespucio superior FACIES mLTpip mLTpip mLTpip mLTpip mLTpip mLTpip mLTpip mLTpip sT mLTpip Maipo Medio (< 100 km desde la fuente) Maipo Medio-Distal (< 100 km desde la fuente) Maipo Distal (> 150 km desde la fuente) Figura 4.15: Curvas acumulativas indicando el tama˜ no de grano de las muestras analizadas. El eje de las ordenadas tiene escala probabil´ıstica. Los par´ametros de Inman (1952) fueron obtenidos gr´aficamente a partir de ellas (ver Cap´ıtulo 1). En el gr´afico superior se observa que las muestras obtenidas en Rapel y Poblaci´on (facies plensmT) est´an empobrecidas en part´ıculas gruesas con respecto a las dem´as muestras. En el gr´afico inferior, todas las muestras siguen una tendencia similar salvo las correspondientes a El Manzano inferior (mLTpip), Rinconada de Maip´ u (mLTpip) y la oleada de San Pablo con Vespucio (sT), las cuales est´an algo empobrecidas en fragmentos gruesos. A grandes rasgos, las muestras de Cachapoal-R´ıo Peuco son de grano m´as fino que las del R´ıo Maipo. (250 µm). El resto de las muestras de este valle, correspondientes a la facies mLT, muestran 48 (b) (a) lenspmT (Cachapoal Distal) mayor tamaño de grano mLTpip (Maipo) FP ricos en finos pobremente seleccionados sT mLT (Cachapoal Medio) FP ricos en finos y con selección buena a regular lenspmT (Cachapoal Distal) menor grado de selección FP muy ricos en finos y bien seleccionados mLT (Machalí superior) FP con muy buena selección Figura 4.16: (a) Desviaci´on est´andar gr´afica versus Mediana gr´afica. Ambos par´ametros fueron obtenidos para cada una de las muestras a partir de la figura 4.15. (b) F2 (fracci´on wt %<63µm) versus F1 (wt %<1mm). Las muestras obtenidas a lo largo del R´ıo Maipo (facies mLTpip) tienen, en general, peor selecci´on que las muestras obtenidas a lo largo del R´ıo Cachapoal (facies mLT y plensmT). El material es en su mayor´ıa fino, llegando incluso a ser muy fino en la facies plensmT (CT160811-4A (Rapel) y CT031111-3A (Poblaci´on)). La simbolog´ıa es la misma que en la figura 4.15 una distribuci´on basante parecida entre s´ı. En el caso del R´ıo Maipo, no es posible notar una marcada tendencia en las distribuciones, salvo un leve empobrecimiento en part´ıculas gruesas de las muestras correspondiente a Rinconada de Maip´ u, El Manzano inferior y la oleada pirocl´astica reconocida en San Pablo con Vespucio (facies sT). En la figura 4.16a se presentan los campos bien definidos que agrupan a las muestras correspondientes a las facies mLT (Cachapoal Medio), plensmT (Cachapoal Distal) y mLTpip (R´ıo Maipo). Mientras las facies mLT y plensmT presentan muy buena selecci´on, adem´as de un enriquecimiento en material fino (o empobrecimiento en material m´as grueso) en la segunda de ellas, la facies mLTpip tiene una selecci´on m´as pobre y presenta enriquecimiento en part´ıculas m´as gruesas. Las muestras obtenidas en Rinconada de Maip´ u y en El Manzano inferior constituyen excepciones, ubic´andose m´as cercanas al campo mLT. La muestra obtenida en el R´ıo Peuco se ubica tambi´en cercana a este campo. 49 mLT (Cachapoal Medio) + mLTpip (El Manzano inferior y Rinconada de Maipú) plensmT (Cachapoal Distal) Empobrecidos en partículas más gruesas (> 1 mm) mLTpip (Maipo) Algo enriquecidos en partículas más gruesas (> 1 mm) Figura 4.17: Diagrama ternario que muestra la distribuci´on del tama˜ no de grano para las muestras estudiadas. El tama˜ no de grano se ubica predominantemente en el rango <63µm1mm. La facies plensmT casi no posee fragmentos > 1 mm, mientras las facies mLT y mLTpip est´an progresivamente m´as enriquecidas en estos (sin superar el 40 % del peso total). La simbolog´ıa es la misma que en la figura 4.15 En la figura 4.16b se observan sutiles pero claras diferencias en la granulometr´ıa de las diferentes muestras. Las muestras correspondientes a la facies mLTpip, con excepci´on de Rinconada de Maip´ u y El Manzano inferior, presentan un porcentaje notoriamente menor de material < 1 mm que las de la facies mLT, que a su vez presentan un porcentaje menor a las muestras de la facies plensmT. Esta u ´ltima facies presenta, adem´as, un alto F2 (wt %<63µm), ´ındice que no parece variar mayormente al comparar las facies mLT y mLTpip. La facies sT presenta valores parecidos a mLTpip pero con F1 algo mayor. Debido a que las mayores diferencias entre mLT y mLTpip son producto de variaciones en el valor de F1 m´as que en 50 F2, es m´as probable que ´estas se expliquen por un enriquecimiento en part´ıculas de tama˜ no > 1 mm en la facies mLTpip m´as que por un empobrecimiento en finos. La facies plensmT, en cambio, parece representar un empobrecimiento en part´ıculas de tama˜ no > 1 mm, ya que casi un 100 % del material es menor a ese tama˜ no. Algo similar se aprecia en la figura 4.17, en donde adem´as se observa que el tama˜ no de grano de las muestras se ubica predominantemente en el rango <63µm-1mm. Las variaciones anteriores, si bien son evidentes para la fracci´on wt %>63µm, no son ´ notorios en la fracci´on wt %<63µm, estudiada mediante granulometr´ıa l´aser (ver APENDICE B), en donde se puede ver que la distribuci´on de las muestras es bastante similar, incluso entre valles. 4.4. Componentes Luego del tamizado, fueron escogidas las fracciones 2 mm y 250 µm para estudiar los componentes de la ignimbrita. En t´erminos generales, ´esta es muy abundante en fragmentos juveniles (p´omez) en todos los tama˜ nos y muy pobre en cristales. Adem´as, posee contenidos variables (seg´ un tama˜ no y seg´ un muestra) de l´ıticos accidentales. En la figura 4.18 se presentan dos diagramas ternarios PCL (p´omez-cristales-l´ıticos) para las dos fracciones analizadas (2 mm y <250µm) de los cuales se desprende que la ignimbrita es muy pobre en cristales y en general es m´as rica en p´omez que en l´ıticos. La facies mLTpip est´a algo enriquecida en l´ıticos en la fracci´on 2 mm, present´andose incluso algunos casos donde la presencia de l´ıticos es mayor que la de p´omez (El Manzano inferior, Cerro Chena, Mandinga). La facies mLT es menos rica en l´ıticos (figura 4.18a). En la fracci´on <250µm, se ve un marcado empobrecimiento en l´ıticos con respecto a la fracci´on 2 mm y todas las muestras son muy ricas en p´omez. La descripci´on en detalle de los componentes se presenta a continuaci´on: Cristales Los cristales representan entre un 0,3 % y un 4 % de la fracci´on 2 mm y entre un 0 % y un 2 % de la fracci´on 250 µm. En el primer caso corresponden exclusivamente a cristales 51 de plagioclasa tabulares, incoloros, levemente alterados y con cristales de biotita adheridos, mientras en el segundo estos son mayoritariamente biotitas pardo amarillentas a pardo oscuras muy alteradas. Tambi´en se reconocen escasas plagioclasas de tama˜ no 250 µm. Juveniles Los fragmentos juveniles corresponden exclusivamente a p´omez y esquirlas de vidrio. En la fracci´on 2 mm constituyen entre un 30 % y un 100 %, mientras en la fracci´on 250 µm estos porcentajes aumentan a un 70 % y un 100 % respectivamente. En general son blancas, aunque a veces lucen algo rosadas por poseer ceniza muy fina de ese color adherida a sus paredes. Hay algunas densas (pocas o nulas ves´ıculas visibles a simple vista) y otras vesiculadas, entre las cuales se distinguen las fibrosas (con ves´ıculas alargadas). Suelen presentarse subredondeadas y a veces, subangulosas. No se observan diferencias importantes entre los fragmentos juveniles de las diferentes muestras. L´ıticos Los fragmentos l´ıticos comprenden entre un 0 % y un 69 % de la fracci´on 2 mm, y entre un 0 % y un 38 % de la fracci´on 250 µm. El detalle de los porcentajes de l´ıticos de 2 mm para las diferentes muestras se presenta en la Tabla 4.2 y un resumen de los principales tipos de l´ıticos se puede ver en la Tabla 4.1. Tal como se muestra en la Tabla 4.1, los l´ıticos volc´anicos y plut´onicos, predominantemente tonal´ıticos, se reconocen en pr´acticamente todas las muestras analizadas y son por lejos los grupos m´as abundantes (ver Tabla 4.2). En los primeros predominan los grises con plagioclasa aunque hay de varios tipos. En general son angulosos y est´an levemente alterados. En algunas muestras se reconocen tambi´en l´ıticos de origen volcanocl´astico. La obsidiana, aunque escasa, podr´ıa ser un marcador importante ya que se encontr´o solamente en el afloramiento de San Pablo con Vespucio, tanto en la oleada como en el dep´osito superior (Tabla 4.2). En Bodegas San Francisco se encontr´o caliza gris oscura directamente en el afloramiento. En la figura 4.19 se presentan las variaciones verticales en el contenido de l´ıticos para tres localidades consideradas relevantes para el estudio. En Machal´ı (facies mLT) no se ve una 52 2 mm P mLTpip (Rinconada de Maipú y San Pablo con Vespucio inferior) + mLT (Machalí y Coya) FP muy empobrecidos en cristales y levemente enriquecidos en líticos (15-25% L) C 250 µm plensmT FP muy empobrecidos en líticos (<10% L) y en cristales P mLTpip + mLT (Rincón del Abra y Chancón) FP muy empobrecidos en cristales y enriquecidos en líticos (> 30% L) L C L Figura 4.18: Diagramas PCL que muestran los contenidos ( % en peso) de p´omez, cristales y l´ıticos para las muestras analizadas. (a) Diagrama PCL para la fracci´on 2 mm. Todas las muestras muestran empobrecimiento en cristales. Los campos definidos por las variaciones en el contenido de l´ıticos est´an marcados con rojo. (b) Diagrama PCL para la fracci´on 250 µm. Al igual que en la fracci´on 2 mm, las muestras est´an muy empobrecidas en cristales. Sin embargo, presentan un marcado empobrecimiento en l´ıticos. La simbolog´ıa es la misma que en la figura 4.15 variaci´on vertical muy clara aunque se podr´ıa decir que hay un muy leve enriquecimiento en l´ıticos hacia el techo (en fracciones <250µm y 2 mm). En el afloramiento de El Manzano (facies mLTpip) esta variaci´on es tambi´en muy sutil. Por u ´ltimo, en San Pablo con Vespucio se ve una clara variaci´on vertical ya que la oleada (facies sT) est´a m´as enriquecida en l´ıticos que los dep´ositos de flujo pirocl´astico (facies mLTpip) en ambas fracciones estudiadas, adem´as de contener un porcentaje mayor de l´ıticos plut´onicos y menor de volc´anicos que ellos. Adem´as, la ausencia de obsidiana en el dep´osito superior y su presencia tanto en la oleada como en el dep´osito superior marcan un claro cambio vertical. 53 Figura 4.19: Variaciones verticales en el contenido de l´ıticos. En las localidades de Machal´ı y El Manzano las variaciones verticales son muy sutiles tanto en el % total de l´ıticos en las fracciones <250µm y 2 mm, como en el % de las distintas variedades de l´ıticos reconocidas. En San Pablo con Vespucio en cambio, se observa un enriquecimiento en l´ıticos en ambas fracciones para el dep´osito de oleada (facies sT) con respecto a los dep´ositos de flujo pirocl´astico inferior y superior (mLTpip). Adem´as, la ausencia de obsidiana en el flujo pirocl´astico inferior y su presencia en la oleada y en el dep´osito superior marcan un claro cambio vertical. 54 55 Sedimentarios carbonatados Obsidiana Volcanosedimentarios Volc´anicos Plut´onicos Tipos de l´ıticos Tabla 4.1: Principales tipos de l´ıticos reconocidos Descripci´on Principales ocurrencias Frescos a levemente alterados. Son predominantemente tonal´ıticos (blancos con anf´ıbolas negras) aunque se reconocen tambi´en algunos gri- Todas las localidades ses y rosados (granodior´ıticos). Son subredondeados a subangulosos y de esfericidad media. En general se presentan alterados con una p´atina rojiza aunque tambi´en los hay frescos. Los m´as comunes son grises con cristales de plagio- Todas las localidades clasa. Tambi´en otros rojos a violeta. Son angulosos a subangulosos y de esfericidad variable. Machal´ı, Bodegas San Francisco, Rinc´on del Levemente alterados. Rojos a violeta y con clasAbra, San Pablo con Vespucio (dep´ositos supetos de cuarzo. Subangulosos. rior e inferior). Se reconocen dos tipos: negra (oleada San Pablo con Vespucio) y transl´ ucida con cristales de San Pablo con Vespucio (oleada y dep´osito subiotita y anf´ıbola (dep´osito superior San Pablo perior) con Vespucio). Frescos. Corresponden a caliza gris ocuro con laminaci´on fina. Algunas l´aminas son de color Bodegas San Francisco (Pudahuel) caf´e. 56 2 1 Localidad Plut´onicos % Machal´ı 12,5 Machal´ı 0 Machal´ı 5,2 Machal´ı 13,3 Coya 12,3 Chanc´on 20 Rapel 0 El Manzano 19 El Manzano 18,3 Bodegas San 13,3 Fco Mandinga 20,6 Mandinga 6,4 R´ıo Peuco 13 Rinc´on del Abra 17,6 Rinc´on del Abra 10,2 Bollenar 18,5 Cerro Chena 23,5 Rinconada de 32,9 Maip´ u San Pablo con 27,3 Vespucio San Pablo con 36 Vespucio San Pablo con 25,8 Vespucio 65,6 60,3 63,6 64,3 76,3 93,6 73,9 81,5 88 79,6 73,7 83,8 Volc´anicos % 77,1 86,8 86,2 76,7 82,5 76,7 0 75,9 79,8 2,3 0 7,3 0 0 0 0 0 0,6 0 0 1,9 Volcanocl´asticos % 2,1 0 1,7 1,7 0 0 0 0 0 X X NO NO NO NO NO NO NO NO NO NO Obsidiana NO NO NO NO NO NO NO NO NO NO NO NO NO NO NO NO NO NO NO NO X Carbonatadas1 NO NO NO NO NO NO NO NO NO 4,7 2,9 1,8 2,9 3,1 0 13 0,8 1,2 1,9 2,8 1 Indefinidos2 % 8,3 13,2 6,9 8,3 5,3 3,3 0 5,1 1,9 Solo se encontr´o rocas carbonatadas directamente en el afloramiento. Estas corresponden a l´ıticos tama˜ no bloque. a Se agrupo como ¨ındefinidos. los l´ıticos cuyo tipo no fue f´acilmente identificable. En su gran mayor´ıa corresponden a rocas ´ıgneas no pirocl´asticas. CT030112-4C CT030112-4B CT030112-4A CT030112-3A CT290911-3A CT290911-3B CT031111-1A CT031111-2B CT031111-2C CT041111-1A CT041111-2A CT290911-2A Muestra CT160811-1A CT160811-1B CT160811-1C CT160811-1D CT160811-2A CT160811-3A CT160811-4A CT290911-1A CT290911-1B Tabla 4.2: Detalle del conteo litologico realizado en la fraccion 2 mm para las distintas muestras. Incluye los grupos l´ıticos relevantes. Las muestras CT290911-3B y CT031111-2C corresponden a las muestras extra´ıdas de los dep´ositos de retrabajo aluvial de Mandinga (cerca de Melipilla) y Rinc´on del Abra respectivamente. 4.5. Variaciones radiales o longitudinales Valle del Río Maipo ML [cms] ML [cms] Valle del Río Cachapoal 60 Distancia desde la fuente [kms] 80 100 120 140 160 Distancia desde la fuente [kms] Figura 4.20: Variaciones en ML (promedio de 5 l´ıticos mayores) a lo largo de los r´ıos Cachapoal y Maipo. En el primer valle, ML disminuye a mayor distancia desde la fuente, mientras en el segundo esta tendencia no es muy clara, presentando sus m´aximos valores a 100-120 kms desde la fuente. El tama˜ no m´aximo de los l´ıticos es algo mayor en el valle del r´ıo Maipo. Los cinco l´ıticos y las cinco p´omez de mayor tama˜ no de cada afloramiento fueron medidos cuando fue posible. Luego, para realizar una comparaci´on de estos valores, se utiliz´o el promedio de ellos (ML y MP respectivamente). A lo largo del r´ıo Cachapoal, ML disminuye con la distancia desde la fuente, tomando valores en el rango 0-8 cms (figura4.20a). En el caso del r´ıo Maipo, en cambio, no se observa una tendencia tan clara a la disminuci´on de ML, ya que hay valores notoriamente mayores en los 100 y 120 km desde la fuente que alcanzan hasta los 20 cms. El resto de los valores se encuentra en el rango 1-9 cms (figura 4.20b). Para el caso de MP no es posible observar diferencias tan claras. De hecho, el rango de MP es bastante parecido en ambos valles (3-9 cms en el Cachapoal y 3-11 cms en el Maipo; figura 4.21). Sin embargo, cabe destacar que mientras en el valle del r´ıo Maipo se reconocieron fragmentos de p´omez individuales de casi 20 (Bodegas San Francisco) y 30 cms (Estero Coyanco; no se incluy´o por ser el u ´nico fragmento medido en el lugar), en el valle del r´ıo Cachpoal no se 57 Valle del Río Cachapoal Valle del Río Maipo 10 10 8 8 MP [cm] 12 MP [cm] 12 6 6 4 4 2 2 0 60 80 100 120 0 160 140 60 80 Distancia desde la fuente [km] 100 140 120 160 Distancia desde la fuente [km] Figura 4.21: Variaciones MP (promedio de 5 p´omez mayores) a lo largo de los r´ıos Cachapoal y Maipo. No se observa una tendencia clara al aumentar la distancia desde la fuente. Adem´as, los rangos de tama˜ no m´aximo de p´omez son similares en ambos valles. Valle del Río Cachapoal 1 1 0,8 L/P L/P 0,8 0,6 0,6 0,4 0,4 0,2 0,2 0 Valle del Río Maipo 1,2 1,2 60 80 100 120 140 0 160 Distancia desde la fuente [km] 60 80 100 120 140 160 Distancia desde la fuente [km] Figura 4.22: Variaciones en la raz´on L´ıticos/P´omez (L/P) a lo largo de los valles de los r´ıos Maipo y Cachapoal para la fracci´on 2 mm. En el valle del Cachapoal se observa una leve tendencia a la disminuci´on de esta raz´on, aunque ´esta aumenta a los 100 kms, hasta llegar a ser 0 en la parte distal por la ausencia de l´ıticos. En el valle del Maipo no se observa una tendencia clara. Sin embargo, las razones son algo mayores. 58 observaron fragmentos de tama˜ no similar. A lo largo del Cachapoal, la raz´on l´ıticos/p´omez (L/P) parece disminuir desde la parte media a la distal (>140 kms), donde toma el valor 0 debido a la ausencia de fragmentos l´ıticos. Se observa un leve aumento de esta raz´on hasta alcanzar 0,6-0,7 a los 90-100 kms desde la fuente. En el valle del Maipo, la raz´on L/P es algo mayor (0,2-1,2) y no parece seguir un patr´on identificable. Variaciones radiales R´ıo Cachapoal A grandes rasgos, los dep´ositos reconocidos en el valle del r´ıo Cachapoal (figura 4.23) var´ıan desde la facies mLT a la facies lenspmT, haci´endose cada vez m´as finos al aumentar la distancia desde la fuente. Adem´as, el contenido en l´ıticos va disminuyendo hasta ser casi nulo a una distancia >140 kms desde la Caldera Diamante, distancia a la cual se comienza a observar la presencia de lentes ricos en p´omez tama˜ no lapilli. Por las caracter´ısticas observadas no es posible reconocer m´as de una unidad deposicional en este valle. Variaciones radiales R´ıo Maipo Los dep´ositos estudiados en el valle del r´ıo Maipo son, en general, m´as gruesos que los del Cachapoal. Por otra parte, a diferencia de este valle, en el valle del Maipo no se observa un patr´on claro de disminuci´on del tama˜ no de grano. De hecho, los l´ıticos de mayor tama˜ no se reconocen a casi 100 km desde la fuente. Adem´as, las pipas de desgasificaci´on se presentan independiente de la distancia, aunque alcanzan su mayor desarrollo en las partes m´as distales del valle. La facies ampliamente predominante en este valle es mLTpip y subordinadamente se presenta sT (figura 4.24). 59 71°30'0"W 71°0'0"W 70°30'0"W 70°0'0"W Ye so 72°0'0"W Río P eu Río Vo co 69°30'0"W Marmolejo #San José # Rí o Río Maipo lc án Río Codegua 34°0'0"S 34°0'0"S Chancón Lago Rapel Machalí Rincón del Abra Maipo # Río Cac hapoal Población 34°30'0"S 34°30'0"S Palomo # 72°0'0"W 71°30'0"W 71°0'0"W 70°30'0"W 70°0'0"W 69°30'0"W W E 3833 m 3000 m 2000 m Río Cachapoal 1000 m 15 m 225 km 200 km 175 km 150 km 100 km 125 km Rapel Chancón 75 km 50 km 25 km Machalí Población Rincón del Abra Lentes de pómez Ausencia de líticos > 500 µm ML Tamaño grano matriz Figura 4.23: Variaciones radiales a lo largo del R´ıo Cachapoal. A mayor distancia desde la fuente los dep´ositos son m´as finos, siendo casi imposible reconocer fragmentos > 1 mm. Adem´as, el contenido en l´ıticos disminuye hasta ser casi 0. Hay una transici´on desde la facies mLT (Chanc´on, Machal´ı y Rinc´on del Abra), que es maciza, con matriz tama˜ no ceniza y fragmentos tama˜ no lapilli, hacia la facies plensmT (Rapel y Poblaci´on), tambi´en maciza, con matriz a´ un m´as fina y lentes de p´omez, en zonas distales. No hay evidencia de que haya m´as de una unidad de flujo en la ignimbrita en este valle. 60 71°30'0"W 71°0'0"W 70°30'0"W 70°0'0"W 69°30'0"W Tupungatito # Bodegas San Francisco San Pablo con Vespucio Bollenar El Manzano Es te ro Pu an g ue 33°30'0"S olo rad o 33°30'0"S ío Estero Coyanco R Río Maipo so Ye Marmolejo Río Mandinga C Río P eu Río Vo co #San José # lc án Río Codegua 34°0'0"S 34°0'0"S Maipo # Río Cac hapoal Río Y a uc ha Río Papagayos 71°30'0"W 71°0'0"W 70°30'0"W 70°0'0"W 69°30'0"W E W 3822 m Río Maipo 3000 m 2000 m 1000 m 30 m 250 km 225 km 200 km Bollenar 175 km 150 km 125 km Bodegas San Fco 100 km 75 km 50 km 25 km Estero Coyanco El Manzano Mandinga San Pablo con Vespucio Figura 4.24: Variaciones radiales en el R´ıo Maipo con columnas representativas. A diferencia del valle del Cachapoal, el tama˜ no de grano no cambia notoriamente a lo largo del cauce. Adem´as, aunque con ciertas variaciones, la facies reconocida es la misma (mLTpip), present´andose pipas de desgasificaci´on m´as o menos desarrolladas independiente de la distancia. Se reconocen adem´as lentes ricos en l´ıticos tama˜ no lapilli a bloque. En general parece reconocerse s´olo una unidad de flujo, aunque en el Estero Coyanco se pueden reconocer claramente dos. En El Manzano y en San Pablo con Vespucio, se observan variaciones verticales pero ´estas podr´ıan ser producto de variaciones locales en los flujos 61 4.6. Distribuci´ on y volumen de la ignimbrita Pudahuel Utilizando los afloramientos reconocidos en Wall et al. (1996), Sell´es and Gana (2001), Wall et al. (1999) y en Godoy et al. (2009), adem´as de las observaciones realizadas en este trabajo, se confeccion´o un mapa recopilatorio de los afloramientos actuales de la Ignimbrita Pudahuel. A partir de estos, se infiri´o como debe haber sido su distribuci´on original en el lado chileno (figura 4.25). Luego, siguiendo una metodolog´ıa similar a la de Guerstein (1993), definiendo zonas de acumulaci´on, cada una de las cuales posee un espesor expuesto caracter´ıstico (figura 4.26), se calcul´o el volumen de la ignimbrita. 72°0'0"W 71°30'0"W 71°0'0"W 70°30'0"W 70°0'0"W 69°30'0"W 69°0'0"W ± Santiago ! O r olo oC Rí ue M 33°30'0"S o Es t er o Río a ip o o ad o Rí Rí oY es Pu an g 33°30'0"S l Vo cá Río Peuco n ! O Río Yau ch a Río P ap ag a y os Río Codeg ua 34°0'0"S Maipo Rancagua # Río Cac hapoal 34°0'0"S 34°30'0"S 34°30'0"S 0 72°0'0"W 71°30'0"W 71°0'0"W 70°30'0"W 70°0'0"W 69°30'0"W 10 20 40 kms 69°0'0"W Figura 4.25: En la figura se puede observar la distribuci´on original de los dep´ositos inferida a partir de los afloramientos actuales. En el lado argentino, se presentan s´olo los afloramientos actuales. El ´area total que habr´ıan cubierto los dep´ositos es de 4460 km2 aproximadamente. Las a´reas individuales fueron multiplicadas por el espesor indicado en la figura 4.26 para calcular el volumen correspondiente. Luego se realiz´o una suma de estos y se obtuvo que el volumen total de los dep´ositos era de: Vd = 52km3 . Es importante considerar que, sobretodo debido al gran porcentaje de ceniza muy fina que 62 poseen estos dep´ositos, es muy posible que se hayan generado p´erdidas inportantes durante el transporte de los flujos debido a la formaci´on de una nube co-ignimbr´ıtica (Branney and Kokelaar (2002)). Seg´ un Sparks and Walker (1977), las p´erdidas ser´ıan de m´ınimo un 35 %, mismo valor considerado en el an´alisis de Guerstein (1993), aunque Branney and Kokelaar (2002) afirman que ´estas podr´ıan llegar a comprender hasta un 50 %. Para obtener un resultado m´as f´acilmente comparable con el de Guerstein (1993), en este trabajo se considerar´a que las p´erdidas constituyen un 35 %. Luego, Vd = 80km3 . 70°30'0"W ! O lor Co Río 15 m ue er o Es t 70°0'0"W Santiago an g ± 71°0'0"W Pu 33°30'0"S 71°30'0"W Ma Río 5m Río P eu ip o o ad 33°30'0"S 9m o es oY Rí Río Vo lcán co 34°0'0"S Río Cod egua 34°0'0"S 3m ! O 15 m Rancagua Río Cacha poal 2m 12 m 0 5 10 20 kms 34°30'0"S 34°30'0"S 71°30'0"W 71°0'0"W 70°30'0"W 70°0'0"W Figura 4.26: En la figura se pueden ver las distintas zonas de acumulaci´on en que fueron divididos los dep´ositos y el espesor promedio considerado. Considerando los mismos valores utilizados por Guerstein (1993) para las densidades de los dep´ositos de flujo pirocl´astico (ρd = 1250kg/m3 )y del magma original (ρd = 2400kg/m3 ), se obtuvo que el volumen de roca equivalente (VRE) para los dep´ositos del lado chileno 63 es:VRE=42 km3 . Para obtener un valor total del volumen de la Ignimbrita Pudahuel se consideraron los volumenes de roca equivalente estimados por Guerstein (1993) para los dep´ositos de flujo pirocl´astico (43 km3 )y de ca´ıda (10 km3 )en el lado argentino. Con esto el volumen total estimado ser´ıa: Vt otal= 95km3 . Con respecto a este valor es importante considerar que el volumen estimado para los dep´ositos del lado chileno corresponde a un volumen m´ınimo por las siguientes razones: 1. Los espesores utilizados para llevar a cabo la estimaci´on son espesores expuestos. Sin embargo, estos debieron haber sido mayores originalmente, lo cual se puede inferir por la erosi´on a la que han sido sometidos y tambi´en por la informaci´on de la profundidad de las cenizas que se ha obtenido a partir de sondajes (Lagos (2003)) y de pozos hidrogeol´ogicos (Hauser (1990)). Aunque no se puede asegurar que las cenizas reconocidas a trav´es de estos medios correspondan a la ignimbrita, dados los lugares en que se han reconocido y la continuidad vertical que tienen es probable que as´ı sea. De esta manera, la ignimbrita tendr´ıa un espesor m´ınimo de hasta 30 m en la depresi´on central. 2. Debido al alto porcentaje de ceniza muy fina presente en la ignimbrita, es muy probable que se haya perdido m´as del 35 % del material inicial, valor estimado por Sparks and Walker (1977) como m´ınimo. 3. No se han considerado afloramientos que puedan existir en zonas proximales a medias con respecto a la Caldera Diamante, lo que aumentar´ıa el volumen estimado. Si se consideran los espesores reconocidos a trav´es de sondajes y pozos, el volumen total de los dep´ositos aumentar´ıa a 260 km3 (135 km3 (DRE))(para la zona correspondiente a Maipo Distal, que incluye Bollenar y Mandinga, se considera un espesor total de 10 m y para el Cachapoal Distal, 24 m). Aunque este es valor es bastante similar al obtenido por Guerstein (1993), la metodolog´ıa utilizada en este caso para estimar el volumen de la ignimbrita es m´as precisa ya que se consideraron variaciones de espesor observadas en terreno, adem´as de complementarlas con 64 informaci´on de sondajes, mientras este autor estim´o el volumen de los dep´ositos en Chile teniendo en cuenta s´olo dos zonas de acumulaci´on; la Cordillera Principal con 80 m de espesor; y luego la zona que incluye al Valle Central y a la Cordillera de la Costa con 20 m. 65 Cap´ıtulo 5 Discusi´ on 5.1. Interpretaci´ on de facies y mecanismos de transporte y emplazamiento Por no poseer ning´ un tipo de estratificaci´on y ser esencialmente macizos, se interpreta que los dep´ositos pertenecientes a la facies mLT provienen de un flujo pirocl´astico con alta concentraci´on de part´ıculas (Freundt et al., 2000). M´as a´ un, (Branney and Kokelaar, 2002), interpretan que estos flujos poseen una zona lim´ıtrofe (ZLF o flow-boundary zone en ingles; ver Cap´ıtulo 3) dominada por escape de fluidos, los cuales son liberados hacia arriba a medida que se produce deposici´on de part´ıculas desde el flujo. Es este ascenso constante de gas lo que permite soportar las part´ıculas en suspensi´on a medida que son transportadas. Debido a la viscosidad dada por la alta concentraci´on de part´ıculas y al gradiente de densidad presente, cualquier turbulencia que penetre esta ZLF es suprimida y el flujo inmediatamente sobre ´esta es laminar (Branney and Kokelaar, 2002). Ya que las facies plensmT y mLTpip tambi´en son macizas y pobremente seleccionadas es muy probable que las zonas lim´ıtrofes (ZLF) de los flujos que las formaron hayan tenido caracter´ısticas similares a los que formaron la facies mLT. Sin embargo, existen notables diferencias que a´ un deben ser explicadas. La facies mLTpip se diferencia principalmente por presentar una matriz algo m´as gruesa que las otras dos facies principales reconocidas (mLT y plensmT), adem´as de niveles ricos en l´ıticos y zonas m´as brechosas, las cuales, tal como se intuy´o en el cap´ıtulo anterior, se deben posiblemente a un enriquecimiento en l´ıticos de variados tama˜ nos. Adem´as, posee pipas de 66 desgasificaci´on que no se encontraron en l´as dem´as facies. Seg´ un (Branney and Kokelaar, 2002), las pipas de desgasificaci´on se forman por escape de fluidos a partir de un dep´osito macizo que se agrada r´apidamente. La formaci´on es in situ debido a la posici´on vertical y no deformada de las pipas que se reconocen en la facies mLTpip. El hecho de que una alta tasa de escape de fluidos pueda llevar a la formaci´on de burbujas y a la canalizaci´on de los fluidos, y por ende la fuerte elutriaci´on de ceniza fina que finalmente permite formar pipas de desgasificaci´on (Branney and Kokelaar, 2002), podr´ıa dar cuenta de la presencia de ´estas s´olo en mLTpip. En los que formaron las facies mLT y plensmT, el flujo de gas fue demasiado bajo para generar segregaci´on y elutriaci´on (Branney and Kokelaar, 2002), posiblemente debido a la casi ausencia de part´ıculas muy densas y/o muy grandes. Esto produce que, al cruzar la ZLF, al momento de la deposici´on, el volumen de fluidos desplazado por las part´ıculas sea peque˜ no y por tanto la tasa de escape de estos, baja. Los flujos que formaron mLTPip, en cambio, deben haber estado cargados de part´ıculas densas (l´ıticos accidentales tama˜ nos lapilli y bloque), lo que explicar´ıa los niveles ricos en l´ıticos. Al ir descendiendo por el valle del Maipo, y sobretodo, al entrar en la zona que hoy corresponde al sector poniente de Santiago (e.g. Maip´ u, Pudahuel), la pendiente disminuy´o r´apidamente, lo cual habr´ıa producido una dr´astica disminuci´on en la competencia de los flujos (capacidad de transportar fragmentos de cierto tama˜ no), y consecuentemente, un r´apido aumento en la tasa de deposici´on de los l´ıticos transportados. El emplazamiento de l´ıticos densos y/o de gran tama˜ no puede haber causado un flujo ascendente de gas y ceniza fina suficiente para fluidizar las part´ıculas m´as peque˜ nas (Branney and Kokelaar, 2002). Esto explicar´ıa la consecuente formaci´on de pipas de desgasificaci´on. Es importante tener en cuenta que, aunque gran parte de las part´ıculas m´as finas pueden haberse escapado mediante el proceso de elutriaci´on, es muy probable que parte importante 67 de ellas haya seguido fluyendo, deposit´andose en zonas m´as distales. Lo anterior podr´ıa explicar que, tal como se vio en el cap´ıtulo anterior, los l´ıticos de mayor tama˜ no no se hayan encontrado en las zonas m´as distales, sino en el centro de la Depresi´on Central. La mayor abundancia de niveles ricos en l´ıticos en mLTpip, que fueron interpretadas como zonas m´as brechosas de la misma facies, se explicar´ıa por un flujo con caracter´ısticas parecidas a los que generaron mLT, pero m´as energ´etico (Branney and Kokelaar, 2002). Debido a que los l´ıticos observados son principalmente accidentales, es m´as probable que el origen de estos se deba a la erosi´on del sustrato por parte de los flujos. En resumen, se puede decir que las diferencias entre mLT y mLTpip se deben principalmente a que el o los flujos que habr´ıan generado la segunda, habr´ıan adquirido mayor energ´ıa, y por tanto, tuvieron mayor capacidad de erosionar los valles y as´ı transportar fragmentos m´as densos y/o de mayor tama˜ no. Aunque las diferencias en la energ´ıa adquirida por los flujos pirocl´asticos en los valles del Maipo y Cachapoal podr´ıan ser explicadas por flujos generados en pulsos diferentes (con diferente energ´ıa inicial), es m´as plausible que ´estas se deban a diferencias en la topograf´ıa de ambos valles. Si se observan los perfiles de las figuras 4.23 y 4.24, se puede inferir que los flujos que viajaron por el r´ıo Maipo recorrieron, encajonados en un valle de relativa alta pendiente, una mayor distancia hasta llegar a la Depresi´on Central (en donde la mayor parte del material fue depositada) que los que viajaron por el r´ıo Cachapoal. Aunque lo anterior debe haber contribuido en la distribuci´on de facies observada, el hecho de que los dep´ositos encontrados en el valle del Maipo presenten niveles ricos en l´ıticos y pipas de desgasificaci´on ya en la Precordillera (e.g. Caj´on del Maipo), hace pensar que tiene que existir otra causa para explicar las diferencias en energ´ıa de los flujos. El hecho de que en el valle del Cachapoal exista una barrera topogr´afica entre el r´ıo hom´onimo y la Caldera Diamante podr´ıa explicar la p´erdida de energ´ıa de los flujos pirocl´asticos en ese valle, los cuales debieron superarla para encajonarse. Aunque (Stern et al., 1984a) hab´ıa sugerido que estos hab´ıan aprovechado la presencia de glaciares para viajar sobre estos, una alta energ´ıa inicial har´ıa que esto no fuese 68 necesario. Similar a lo se˜ nalado para el valle del Maipo, es muy posible que en el valle del r´ıo Cachapoal tambi´en se haya producido un aumento en el flujo ascendente de fluidos producto de un aumento en la tasa de deposici´on de l´ıticos al cambiar la pendiente. Como ya fue explicado anteriormente, debido a la menor abundancia y menor tama˜ no de estos, este flujo no habr´ıa sido lo suficientemente alto para producir pipas de desgasificaci´on. Sin embargo, dada la baja densidad de las p´omez, s´ı fue suficiente para mantener ´estas a flote (Branney and Kokelaar, 2002) permitiendo que fuesen transportadas hacia zonas m´as distales (e.g. Rapel y Poblaci´on). Los l´ıticos, por el contrario, al ser m´as densos, fueron siendo depositados progresivamente hasta pr´acticamente desaparecer de el o los flujos. Finalmente, el flujo ascendente de gas y cenizas muy finas se habr´ıa hecho tan d´ebil, por la casi ausencia de part´ıculas m´as densas, que no fue capaz de seguir transportando el material y este fue depositando en zonas m´as distales. Las p´omez mayores (tama˜ no lapilli) que viajaban flotando formaron lentes irregulares y/o niveles continuos. Este proceso permite explicar las facies mLT y plensmT como el producto de un mismo flujo que fue transportando desde zonas medias hasta otras distales a medida que sufr´ıa cambios en sus capacidades de transporte y deposici´on de part´ıculas. La facies sT, subordinada a las facies mLT y mLTpip, posee caracter´ısticas m´as parecidas a las de un dep´osito de oleada pirocl´astica que a las de un flujo pirocl´astico debido a la estratificaci´on y a la buena selecci´on. Seg´ un (Branney and Kokelaar, 2002), estas caracter´ısticas indican que la parte inferior del flujo que las deposit´o (o la ZLF), estuvo dominado por un transporte traccional de part´ıculas. Mientras los fragmentos m´as finos deben haber sido transportados por suspensi´on, los m´as densos y/o grandes se transportaron sobre el sustrato ya sea saltando, desliz´andose o rodando. En Rinc´on del Abra, las caracter´ısticas del dep´osito como su ubicaci´on en la base de la ignimbrita, su poco espesor y continuidad lateral, adem´as del contacto gradacional con mLT hacen pensar que ´esta corresponde probablemente a lo que (Sparks et al., 1973) denomina estrato 1 y que representar´ıa la cabeza del flujo transportador. 69 El dep´osito observado en las calles San Pablo con Vespucio, en cambio, resulta m´as dif´ıcil de interpretar ya que se ubica en la mitad del afloramiento (verticalmente) y porque hacia su techo tiene un nivel rico en p´omez tama˜ no lapilli. La escasa continuidad lateral hace creer que la presencia de este nivel corresponde m´as a una variaci´on local que a un dep´osito generado a partir de un flujo diferente. Sin embargo, la presencia de obsidiana desde este nievel hacia arriba (est´a ausente en niveles inferiores) podr´ıa indicar un cambio en la erupci´on e implicar´ıa la existencia de por lo menos dos unidades de flujo en esta ignimbrita. 5.2. Evoluci´ on temporal Las pr´acticamente nulas variaciones verticales que se observaron en el Valle del Cachapoal, en cuanto a granulometr´ıa, componentes y estructuras, permiten decir que, o bien las condiciones de la erupci´on se mantuvieron estables o los dep´ositos observados representan una u ´nica unidad de flujo (Branney and Kokelaar, 2002). En el valle del Maipo, en cambio, s´ı se observan variaciones verticales. Aunque en general la situaci´on en la cuenca del Maipo es parecida a la del Cachapoal, algunas observaciones hacen dudar en si hay una o dos unidades de flujo. Como se discuti´o en el punto anterior, la presencia de obsidiana en los niveles superiores en uno de los afloramientos de la parte distal del r´ıo Maipo, es una de ellas. Esto podr´ıa indicar cambios en la provisi´on de l´ıticos desde la fuente, lo que podr´ıa ocurrir ya sea debido a un nuevo colapso de la caldera Diamante durante la erupci´on, implicando alg´ un sector donde hubiese obsidiana, o a la provisi´on de obsidiana directamente desde el magma parental. Las dos unidades reconocidas en Estero Coyanco entregan otro argumento para afirmar que hay m´as de una unidad de flujo y que ´estas no estar´ıan muy espaciadas temporalmente (por el contacto observado). Lo obsevado en otras localidades, por ejemplo, en El Manzano, no es un argumento fuerte para afirmar lo anterior ya que la presencia de niveles ricos en l´ıticos puede deberse m´as probablemente a cambios en la competencia de los flujos. 70 5.3. Comparaci´ on con dep´ ositos de la vertiente argentina Salvo en el sector de El Yeso, en donde se reconoce una ignimbrita soldada que se asocia a la Ignimbrita Pudahuel, no se encontraron en Chile dep´ositos con estas caracter´ısticas, tal como lo hace (Guerstein, 1993) en el Arroyo del Rosario. Aunque esto constituye una diferencia a ambos lados de la cordillera, hay tambi´en importantes similitudes. Al igual que ocurre en Chile, (Guerstein, 1993) reconoci´o en Argentina, diferencias entre los principales valles cubiertos por la ignimbrita. Este autor diferenci´o entre los dep´ositos del Arroyo del Rosario que son muy finos y no poseen pipas de desgasificaci´on, y los dep´ositos de los valles Yaucha y Papagayos que presentan zonas ricas en l´ıticos y pipas bien desarrolladas. Ya que esto es an´alogo a lo descrito en este trabajo, es posible interpretar que las facies reconocidas en Argentina tengan una interpretaci´on parecida a las dadas en este trabajo, en la cual los flujos que viajaron por los esteros del Yaucha y Papagayos habr´ıan sido m´as energ´eticos que los que viajaron por el Arroyo del Rosario. La principal diferencia observada en ambas vertientes de la cordillera es en cuanto a la raz´on de aspecto. Mientras en la vertiente chilena los dep´ositos no alcanzan m´as de 30 m de espesor pero, en cambio, se encuentran hasta a 200 km de la fuente, clasific´andose como una ignmibrita de baja raz´on de aspecto (LARI); los dep´ositos en Argentina alcanzan los 200 m de espesor en la Precordillera, pero s´olo llegan a 80 km de la fuente, por lo cual es m´as parecida a una ignimbrita de elevada raz´on de aspecto (HARI). Una vez m´as, las diferencias topogr´aficas pueden ser las causas de estas diferencias, debido a que el relieve es mucho m´as suave del lado argentino y por tanto, los flujos pirocl´asticos fueron depositados a menor distancia de la fuente. 71 5.4. Movilidad de la ignimbrita Pudahuel Si consideramos que la Ignimbrita Pudahuel tiene un volumen m´ınimo de 260 km3 (135 km3 (DRE)), podr´ıamos clasificarla como el resultado de una erupci´on de VEI 7 (Newhall and Self, 1982), es decir una de las m´as grandes que han sido reconocidas. Si adem´as consideramos la distancia de la fuente a la que fueron depositados los flujos (hasta > 200 km desde la fuente), se puede afirmar que la erupci´on que gener´o esta ignimbrita debe haber sido extremadamente explosiva. S´olo para comparar, el volumen de material generado es por lo menos 8 veces m´as grande que el expulsado en la erupci´on que form´o la Ignimbrita Taupo en Nueva Zelanda hace casi 2 mil a˜ nos, y los flujos alcanzaron una distancia 2 veces mayor (Cas and Wright, 1987). Seg´ un (Newhall and Self, 1982), una erupci´on pliniana que expulse este volumen de material puede haber tenido una columna eruptiva de m´as de 40 km de altura. Considerando el a´rea de los dep´ositos en Chile (4460 km2 ) y un espesor promedio de 30 m1 , la raz´on de aspecto para la ignimbrita Pudahuel ser´ıa de 0,0008, que corresponde al l´ımite superior del campo de las ignimbritas de bajo aspect ratio (Walker et al., 1980). Aunque posiblemente la Ignimbrita Pudahuel comparte algunas caracter´ısticas con este tipo de ignimbritas, estas se clasifican de esta manera principalmente por su peque˜ no espesor (e.g. Ignimbrita Taupo, (Walker et al., 1980)), que no es el caso de la Ignimbrita Pudahuel, que debe su bajo aspect ratio a la gran distancia alcanzada por los flujos desde la fuente. Sin embargo, es muy posible que ambas ignimbritas se hayan generado en erupciones altamente explosivas (Dade, 2003), que habr´ıan permitido que los flujos adquirieran un elevado momentum posiblemente asociado a una elevada altura de la columna eruptiva y a una alta tasa de descarga de magma (Walker et al., 1980). Si tomamos en cuenta la diferencia de elevaci´on entre la fuente de los flujos (muy posiblemente > 5000 m.s.n.m.) y la m´ınima altitud a la que estos fueron emplazados ( ˜100 m.s.n.m.), es probable que una combinaci´on entre la topograf´ıa, el gran volumen de material 1 no se consideraron los dep´ ositos de Argentina ya que los dep´osito ah´ı tienen espesores muy grandes en la Cordillera Principal y el alcance de los flujos fue notoriamente menor 72 descargado (260 km3 (135 km3 (DRE))) y la gran cantidad de material muy fino (hasta casi 95 % de matriz ceniza fina), lo cual permiti´o mayor fluidizaci´on al facilitar la entrada de aire a los flujos, sean los responsables de la gran movilidad que estos habr´ıan tenido. Aunque es el evento de mayor importancia en cuanto a movilidad de los flujos (alcanzando 200 km desde la fuente) y volumen, hay tambi´en otros episodios volc´anicos similares acontecidos durante el Cuaternario. Tres eventos pirocl´asticos riol´ıticos a dac´ıticos, ocurridos hace 0.8, 0.3 y 0.15 Ma, cada uno de los cuales representar´ıa un volumen de 150 a 300 km3 de magma eruptado, habr´ıan acontecido para producir la Caldera Calabozos (35◦ 30’S) y los dep´ositos asociados denominados Toba Loma Seca. Aunque las caracter´ısticas de los dep´ositos son diferentes a los de la Ignimbrita Pudahuel (la Toba Loma Seca presenta zonas intensamente soldadas, el alcance de los flujos fue bastante menor y su espesor notoriamente mayor (hasta centenas de metros)), la excepcional ocurrencia de estos eventos en el u ´ltimo 1 Ma debe explicarse por alg´ un proceso ocurrido en la corteza a estas latitudes. (Hildreth et al., 1984) explica la presencia de magmas m´as a´cidos por una fuerte diferenciaci´on mediante fraccionamiento impulsada por la inyecci´on de magmas m´aficos en la corteza. La progresiva evoluci´on hacia magmas m´as diferenciados (Sruoga et al., 2005) es un hecho a tomar en cuenta para posibles eventos futuros de estas caracter´ısticas. A pesar de ser muy poco frecuentes, los eventos volc´anicos de elevado VEI, tal como el que produjo la formaci´on de la Ignimbrita Pudahuel, son objetos de estudio muy importantes debido a su alta explosividad. Aunque desde el punto de vista estad´ıstico son dif´ıciles de abordar dado el bajo n´ umero de eventos de esta magntiud reconocidos en el mundo y al largo per´ıodo de reposo, la comprensi´on tanto de este tipo de erupciones como de los factores que influyen en que ´estas ocurran pueden ser las claves para poder predecir futuros eventos. Por ejemplo, zonas en que se den condiciones para la acumulaci´on de grandes vol´ umenes de magma ´acido podr´ıan constituir futuros escenarios para erupciones de esta magnitud y por tanto, deben ser estudiadas m´as a fondo. 73 Cap´ıtulo 6 Conclusiones 1. Los dep´ositos reconocidos de la Ignimbrita Pudahuel en Chile se pueden clasificar en cuatro litofacies: mLT, que corresponde a una facies maciza, sin gradaci´on y con fragmentos tama˜ no lapilli, que se presenta en la parte media del Cachapoal; plensmT, que corresponde a una facies maciza de grano m´as fino que contiene lentes de p´omez y tiene ausencia de l´ıticos y que se presenta en la parte distal del Cachapoal; mLTpip que se reconoce a lo largo de todo el r´ıo Maipo y que corresponde a una facies maciza con algunos niveles ricos en l´ıticos tama˜ no lapilli y bloque, y que, adem´as, posee abundantes pipas de desgasificaci´on; y la facies sT, que es la de menro importancia volum´etrica y se reconoci´o s´olo localmente. Corresponde a una facies con estratificaci´on cruzada y paralela y buena selecci´on, y que s´olo contiene fragmentos tama˜ no ceniza. 2. Las diferencias observadas entre los valles de los r´ıos Maipo (facies mLTpip) y Cachapoal (facies mLT y plensmT) se deber´ıan a que los flujos pirocl´asticos que viajaron por el primero fueron m´as energ´eticos, y por tanto, capaces de erosionar en mayor medida el sustrato y enriquecerse en l´ıticos m´as densos, los cuales, al ser depositados, favorecieron la formaci´on de pipas de desgasificaci´on. La transici´on de mLT a plensmT, en el valle del Cachapoal, ser´ıa producto de un mismo flujo que fue perdiendo capacidad de transporte mientras viajaba. 3. Las diferencias en cuanto a la energ´ıa adquirida por los flujos pirocl´asticos entre los valles del Maipo y Cachapoal se deber´ıa a diferencias topogr´aficas. En el primero de ellos, 74 los flujos habr´ıan adquirido mayor energ´ıa al viajar encajonados a una alta pendiente por una distancia mayor, mientras en el segundo, los flujos habr´ıan perdido energ´ıa al tener que sobrepasar una alta barrera topogr´afica. 4. En el valle del r´ıo Cachapoal s´olo se reconoce una unidad de flujo, mientras en la cuenca del r´ıo Maipo es posible reconocer al menos dos, que se pueden distinguir claramente en el Estero Coyanco, y que se infieren a partir de la aparici´on de obsidiana en la parte superior de un dep´osito de la parte distal del valle del Maipo. 5. Las similitudes reconocidas entre los dep´ositos del Arroyo del Rosario en Argentina y del Cachapoal en Chile, y entre los valles de Yaucha y Papagayos y del Maipo, permiten darle una interpretaci´on similar a la dada para Chile a los dep´ositos del otro lado de la Cordilera. Los flujos que descendieron por los valles de Yaucha y Papagayos habr´ıan sido m´as energ´eticos que los del Estero del Rosario y esta ser´ıa finalmente la causa de las diferencias en las litofacies descritas por (Guerstein, 1993). 6. A uno y otro lado de la Cordillera de Los Andes, la Ignimbrita Pudahuel se diferencia principalmente por la raz´on de aspecto. Mientras en la vertiente chilena los dep´ositos no alcanzan m´as de 30 m de espesor pero, en cambio, se encuentran hasta a 200 km de la fuente, clasific´andose como una ignmibrita de baja raz´on de aspecto (LARI); los dep´ositos en Argentina alcanzan los 200 m de espesor en la Precordillera, pero s´olo llegan a 80 km de la fuente, por lo cual es m´as parecida a una ignimbrita de elevada raz´on de aspecto (HARI). Las diferencias topogr´aficas habr´ıan provocado estas diferencias, debido a que el relieve es mucho m´as suave del lado argentino y por tanto, los flujos pirocl´asticos fueron depositados a menor distancia de la fuente. 7. A´ un calculando un volumen m´ınimo para la Ignimbrita Pudahuel (260 km3 (135 km3 (DRE))), este es lo suficientemente importante para asociarle un VEI por lo menos igual a 7 para la erupci´on que la gener´o, siendo una de las m´as grandes de las que se tiene registro. Probablemente la columna pliniana previa alcanz´o m´as de 40 km de altura y es por esta raz´on, sumada a una alta tasa de descarga de magma, a la gran 75 diferencia de elevaci´on topogr´afica, y la alta fluidizaci´on alcanzada por los flujos al ser muy ricos en finos, que estos alcanzaron m´as de 200 km desde la fuente. 76 Referencias M. Araneda, M. Avenda˜ no, and C. Merlo. Modelo gravim´etrico de la Cuenca de Santiago, etapa II final. In IX Congreso Geol´ogico Chileno, pages 404–408, Puerto Varas, Chile, 2000. D.I. Benn and D.J.A. Evans. Glaciers and Glaciation. Hodder Education, 2nd Edition, London, 2010. ´ J Borde. Les Andes de Santiago et leur avant-pays. Union fran¸caise d Impression, (69): 167–173, 1966. M J Branney and B P Kokelaar. Pyroclastic density currents and the sedimentation of ignimbrites. London, 2002. ISBN 1862390975. M.J. Branney and B.P. Kokelaar. 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In Simposio Sudamericano de Geolog´ıa Isot´opica, Puc´on, Chile, 2001. 84 ´ APENDICE A En este ap´endice se adjunta una tabla resumen con la ubicaci´on de los afloramientos visitados y considerados en este estudio. *D corresponde a la distancia a la Caldera Diamante. *ML corresponde al promedio del tama˜ no de los cinco l´ıticos mayores recolectados en cada localidad. *MP corresponde al promedio del tama˜ no de los cinco mayores fragmentos de p´omez recolectados en cada localidad. *L/P 2 mm corresponde a la raz´on L´ıticos-P´omez en la fracci´on de tama˜ no 2 mm. 85 86 CT030112-4C CT030112-4B CT030112-4A CT030112-3A CT031111-3A CT041111-1A CT041111-2A CT031111-2A CT031111-1A CT290911-3A CT290911-2A CT160811-3A CT160811-4A CT290911-1A CT290911-1B CT160811-2A CT160811-1A CT160811-1B CT160811-1C CT160811-1D Muestra 6219709 6215223 6215223 6215223 6215223 Volc´ an Maipo Machal´ı Machal´ı Machal´ı Machal´ı Camino a Coya Chanc´ on Rapel El Manzano El Manzano Bodegas San Francisco Mandinga (Melipilla) R´ıo Peuco Rinc´ on del Abra Poblaci´ on Bollenar Cerro Chena Camino RapelMelipilla Fundo Larrinco Av. San Pablo esq. A. Vespucio Av. San Pablo esq. A. Vespucio Av. San Pablo esq. A. Vespucio Estero Coyanco Estero Coyanco 334915 374780 374780 6272157 6272157 334915 334915 6298045 6298045 6298045 330991 283555 6254548 6288415 267148 294955 340347 327198 341841 286263 332448 330445 280572 369024 369024 356012 423185 350062 350062 350062 350062 UTM E 6184859 6284083 6281637 6208602 6242042 6256833 6296806 6227243 6219165 6283665 6283665 6214905 UTM N Localidad WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 WGS84 PSAD56 PSAD56 PSAD56 PSAD56 DATUM 71,4 71,4 118 118 118 115 143,9 159,9 143,5 103,4 96,6 84,4 141,9 119,1 93 142,6 83,8 83,8 67,3 0 73,3 73,3 73,3 73,3 D[km] 2 2 2,5 0,005-0,5 1,2 12 2 12 5 4 4 18 3 15 15 3 10 4 2 15 15 15 15 Espesor [m] mLTpip mLTpip mLTpip sT mLTpip mLTpip mLTpip plensmT mLTpip mLTpip mLT, sT plensmT mLTpip mLTpip mLT plensmT mLTpip mLTpip mLT mLT mLT mLT mLT Facies 30 4,4 5,6 4,5 3,9 6,4 5,9 4,6 3,3 4,5 11 3,3 7,2 3 8 4,4 9 9 9 9 MP [cm] 20 5,5 5,1 1,6 0 6,4 19,6 3,5 3,9 20,2 3,8 0 6,9 8,5 7,2 6,5 6,5 6,5 6,5 ML [cm] 0,63 0,73 0,24 0,27 0 0,88 1,18 0,65 0,09 1,17 0,46 0,67 0 1,17 0,55 0,26 0,20 0,22 0,26 0,26 L/P 2mm ´ APENDICE B En este ap´endice se adjuntan las distribuciones granulom´etricas para las muestras estudiadas, obtenidas mediante Difractometr´ıa l´aser para la fracci´on wt %<63µm. 87 88 89 90