UNIVER SIDAD DE CONCEPCIÓN DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA 10° CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003 HIDROVOLCANISMO PLEISTOCENO EN EL COMPLEJO VOLCANICO TRONADOR, ZONA VOLCANICA SUR (41°S) MELLA, M.1, MUÑOZ, J.2, VERGARA, M.1, KLOHN, E.3 1 Departamento de Geología, Universidad de Chile, Casilla 13518, Correo 21, Santiago, Chile, [email protected]., [email protected]. 2 Servicio Nacional de Geología y Minería, Oficina Técnica Puerto Varas, La Paz 406, Puerto Varas, Chile, [email protected] 3 Cofradía del Lago de Todos los Santos, [email protected] INTRODUCCION Numerosas y diversas publicaciones han descrito los productos volcánicos asociados a interacción explosiva y no explosiva de magmas con ambientes oceánicos, subglaciarios, englaciarios, lacustres y litorales (ej., Honores y Kirst, 1975; Sheridan y Wohletz, 1983, Kokelaar, 1986; Wörner y Viereck, 1987; Wohletz y Heiken, 1991; Wohletz, 1993; Skilling, 1994; Smellie y Hole 1997; Werner y Schmincke, 1999; Tuffen et al., 2001). También, se ha estudiado la alteración del vidrio básico (sideromelano), asociado a basaltos de diversos ambientes, donde se produce una interacción agua–magma inicial y vidrio–agua posterior, involucrando la mineralogía, la química y sus relaciones temporales de ocurrencia (Peacock, 1926; Honores y Kirst, 1975; Fisher and Schmincke, 1984; Stroncik and Schmincke, 2002). En los Andes Patagónicos, existen diversos estratovolcanes cubiertos parcialmente por nieve o glaciares de diversas dimensiones y volúmenes. Sumado a lo anterior, existe abundante registro de glaciaciones y periodos interglaciales ocurridos durante el Cuaternario. Figura 1. Ubicación del volcán tronador Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad. El volcán Tronador, ubicado en la Zona Volcánica Sur de los Andes a los 41° S (Figura 1), se caracteriza por ser un estratovolcán mixto, con profunda erosión glaciar (Figura 2) relacionada con al menos dos glaciaciones (Rabassa, 1989). Su cima alberga un gran glaciar, que se despeña por sus flancos en todas direcciones (Lliboutry, 1956). En este ambiente, el hidrovolcanismo toma gran importancia por la presencia de un fuerte aporte de aguas de diversa índole (ej., glaciales, nieve, lagos, ríos, napas freáticas), que dan por resultado una gama de productos volcánicos que reflejan la interacción de agua y magma, ya sea de manera explosiva o no explosiva. En este trabajo se presentan evidencias de terreno y petrográficas que avalan la existencia de interacción de agua y magma en el volcán Tronador, una de las dos grandes unidades que conforman el Complejo Volcánico Tronador (CVT). MARCO GEOLOGICO El volcán Tronador forma parte del CVT y se encuentra ubicado en un bloque alzado de la Cordillera Principal de los Andes, en una posición transicional entre el frente volcánico actual y la zona de trasarco, al oriente de la traza principal del Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui. La geomorfología del CVT está dominada por dos agentes principales: un agente endógeno, caracterizado por volcanes monogenéticos, secuencia volcánicas y estratovolcanes, que moldean el paisaje generando relieves positivos; y un agente exógeno, caracterizado por glaciares de cordillera y ríos que moldean el relieve actual y pretérito. El registro de los distintos episodios de glaciaciones en el área del CVT abarca desde el Pleistoceno hasta el comienzo del Holoceno. Flint y Fidalgo (1963) describen tres unidades glaciarias importantes: Drift Pichileufú, Drift El Condor y Drift Nahuel Huapi. Recientemente, Rabassa y Evenson (1996) y Rabassa et al. (1987) sugirieron que algunas unidades del Drift Pichileufú correspondían al Pleistoceno Inferior mientras que las del Drift Condor al prePleistoceno tardío. El CVT está compuesto por dos unidades principales, de composiciones calcoalcalinas a toleíticas, una que conforma una verdadera meseta, denominada Secuencia Las Cauquenes, y un estrato volcán, llamado volcán Tronador (Mella et al., 2003). La Secuencia Las Cauquenes está compuesta por basaltos y andesitas basálticas, subhorizontales, en algunos casos con estructura columnar y por cuellos volcánicos asociados. Posee una potencia descubierta de 50-100 m, su base no aflora y la sección expuesta engrana lateralmente con la base del volcán Tronador. El volcán Tronador está compuesto por tres subunidades (Mella et al., 2003): la subunidad Tronador I (1,3±03 Ma, Mella et al., 2003) se caracteriza por lavas traquíticas y flujos volcanoclásticos asociados; la subunidad Tronador II incluye una serie de flujos básalticos y andesítico basálticos, de potencia no mayor que 10 m, intercalados con flujos freatomagmáticos y piroclásticos, asociados a episodios pre-colapso tipo caldera; y la subunidad Tronador III (0,3-0,6 Ma; Mella et al. 2003), subunidad post-colapso, que cubre parcialmente a la subunidad Tronador II, compuesta por basaltos, andesitas basálticas, hialoclástitas, de distinta composición, lahares, de gran potencia, hialotufitas y tufitas. Las rocas del basamento del CVT incluyen, principalmente, granodioritas y dioritas del Cretácico Superior y Mioceno, pertenecientes al bloque oriental del Batolito Norpatagónico. HIDROVOLCANISMO El hidrovocanismo es descrito como aquellos procesos físicos y químicos producidos cuando un magma interacciona directamente (erupción freatomagmática) e indirectamente (erupción freática) con aguas meteóricas (Wohletz, 1993). El término hialoclastía es ocupado como sinónimo del termino islandés “móberg”, para describir un depósito volcanoclástico no explosivo, consolidado o no consolidado, formado por fragmentos de sideromelano parcialmente palagonitizado (Werner y Schmincke, 1999; Honores y Kirst, 1975). El término hialotufita se refiere a depósitos, generalmente consolidados, asociados a una interacción agua–magma explosiva (Honores y Kirst, 1975) El término subglacial es ocupado para depósitos o volcanes bajo un glaciar y englacial, es ocupado para volcanes que tienen glaciares en su entorno. Para el caso del volcán Tronador, la interpretación de las unidades y caracterización de los flujos, tanto de lavas como volcanoclásticos, se basa en aquellas realizadas en ambientes similares (ej., Wohletz y Heiken, 1991; Wohletz, 1993; Smellie y Hole, 1997, Tuffen et al., 2001, Werner y Schmincke, 1999). Las litofacies y litologías de los flujos volcanoclásticos y lávicos del volcán Tronador, distinguidas durante los trabajos de campo, fueron denominadas siguiendo los criterios propuestos por Mcphie et al. (1993), que se refieren al tamaño de grano, la estratificación interna, la morfología y las características genéticas de los granos. La descripción petrográfica, utilizando microscopía, de los flujos volcanoclásticos y lávicos se concentró en aquellas muestras con evidencias de palagonitización. En este articulo, se utiliza palagonita en el sentido utilizado por Stroncik y Schimnke (2002), que se refiere a la alteración primaria y estable del sideromelano (vidrio básico) durante una alteración de baja temperatura. LITOLOGIAS, LITOFACIES E INTERPRETACION Las características litológicas y las litofacies principales identificadas en el volcán Tronador son (Mella et al., 2003), desde más antiguo a más joven: Subunidad Tronador I: presenta flujos lávicos traquíticos, con litofacies Lc y Bh; lahares con litofacies Cm, Cg y tufitas asociadas con litofacies Bt. Subunidad Tronador II: se compone de una secuencia volcanoclástica de lahares y flujos de detritos, con litofacies Cg, Cm, Cma; tufitas con litofacies Bte, Bt y piroclastitas, intercaladas con coladas de lava andesítica y traquiandesíticas, de potencias variadas (110 m), con litofacies Lc y Bh. Subunidad Tronador III: presenta la mayor variedad de litologías y litofacies, caracterizándose por coladas de basaltos y basalto andesitas, métricas a decamétricas, con litofacies Lc, Bh; secuencias muy potentes (200-300 m) de tufitas, con litofacies Bte, Bt, Cg; lahares y flujo de detritos con litofacies Cm, Cg y Cma; hialoclastitas con litofacies Bh, Cm; y en menor grado piroclastitas. CONGLOMERADOS MASIVOS (CMA) Conglomerados masivos, consolidados, polimícticos, ricos en fragmentos líticos de origen volcánico y basamento granodiorítico, con matriz arenosa, de color pardo rojizo, y arcilla. Presentan una gradación normal, con una base masiva con mala selección, clasto soportada, con buen redondeamiento y regular esfericidad (Figura 3). La gran cantidad de clastos subredondeados, la mala selección y su carácter clasto soportado, permiten inferir que se trata de flujos caóticos transportados en poca agua, que corresponderían a flujos de detritos. CONGLOMERADOS MASIVOS GRUESOS, LEVEMENTE ESTRATIFICADOS (CG) Conglomerado, con selección regular, fragmentos con buen redondeamiento y esfericidad y con niveles arenosos, masivos, con estructuras de estratificación planar, además de presentar gran porcentaje de líticos volcánicos con características basálticas y basáltico andesíticas (90%, Figura 4). Teniendo en cuenta el alto porcentaje de clastos volcánicos, el buen redondeamiento, una matriz soportada, gradación normal y mala selección, se interpretan como flujos caóticos transportados en un fango, que corresponderían a lahares (McPhie, 1993; Wohletz, 1993). CONGLOMERADOS DE GUIJARROS MONOMÍCTICOS (CM) Conglomerados masivos, monomícticos, matriz soportados, con clastos de mala selección y regular redondeamiento, gradación normal y con potencias no mayores a 2 a 3 m, con clastos de lavas con evidencia de hialoclastía. En un caso, los clastos observados presentan la misma litología del flujo de lava suprayacente (basálticos y andesítico-basálticos). La matriz presenta un carácter arenoso, coloración gris–amarillenta, con cristales y vidrio palagonitizado. Dado el carácter monomíctico de los clastos, en casos en clara asociación con lava suprayacente, por los rasgos de hialoclastía en los clastos y por la matriz arenosa, se sugiere un origen sin-volcánico al depósito (Mcphie, 1993), correspondiendo a una hialoclastita retrabajada. BRECHAS TUFÍTICAS ESCORIÁCEAS ESTRATIFICADAS (BT) Brechas consolidadas, monomícticas, con mala selección, bajo grado de redondeamiento, ricas en fragmentos basálticos escoriáceos (90%), de 2 a 8 cm, y cristales, con matriz soportada de tamaño arena, de color pardo–gris, con abundante vidrio, con un ángulo de inclinación > 20° (Figura 5), gradación inversa en capas de no más de 30 cm y estratificación planar. La gran cantidad de clastos de escoria monomíctica, con mala selección y redondeamiento, gradación inversa, ausencia de textura “jigsaw-fit” en los clastos, abundancia de cristales y vidrio en la matriz, así como un cemento de ceolitas y palagonita, permite suponer que se trata de hialotufitas (Skilling, 1994), asociadas a un flujo freatomagmático de características básicas. Por la estratificación planar y tamaño de grano grueso se asociarían a facies proximales de dicho flujo. BRECHAS HIALOCLÁSTICAS (BH) Brechas masivas, consolidadas, monomícticas, clasto soportadas, con 100% de autoclastos con textura “jigsaw-fit” y cáscaras de pan, matriz vítrea y cristalina, de tamaño milimétrico, parcialmente palagonitizada (Figura 6) y zonas con bloques de lavas con textura jigsaw-fit. Una de ellas sobreyace a un conglomerado de características laháricas, de más de 50 m de potencia. En algunos lugares se observó asociada a paleo valles glaciarios (Figura 7). El carácter monomíctico y una matriz vítrea, parcialmente palagonitizada, así como presencia de bloques de lava indican una brechización por enfriamiento rápido (“quenching”), no explosivo. Un depósito similar ha sido descrito en Japón como “brecha almoadillada concéntrica” (Yamagishi, 1991). Según McPhie (1993), corresponderían a hialoclastitización in situ. En un caso particular, la asociación con un depósito lahárico suprayacente indicaría que la interacción agua–magma se produjo en un ambiente epiglaciario y/o englaciario abierto. ARENISCAS TUFÍTICAS FINAMENTE ESTRATIFICADA (BTE) Lapillis con abundantes clastos de escoria y líticos volcánicos, con matriz soportada de vidrio, cristales y líticos, con una potencia total de 1 a 2,5 m (Figura 8). Presenta estratificación cruzada progresiva, en estratos centrimétricos a milimétricos. En un caso, se observaron acotadas a un valle glaciario y asociadas a lavas basálticas y lahares (litofacies Cg y Lc). Corresponderían a flujos piroclásticos de surgencia basal u oleadas piroclásticas, que no presenta relaciones de interacción agua-magma marcadas, aunque no serían secas (Wohletz, 1993). Por el alto contenido de vidrio y cristales, por la presencia de clastos con texturas de flujo (traquilítico), por el bajo porcentaje de burbujas, y por la existencia de estratificación cruzada progresiva, se infiere un origen freatomagmático, andesítico, con poca agua (relación agua/magma <0,5, Fisher and Schminke, 1984; Wohletz, 1993). LAVAS COLUMNARES (LC) Lavas con textura de enfriamiento columnar, poligonal, perpendicular al sustrato, con brechas autoclásticas inferiores, con pseudoalmohadillas (Figura 9). Los clastos presentan bordes de vidrio con enfriamiento rápido. Se observó en lavas basálticas y andesitas. El carácter perpendicular al sustrato de las columnas sugiere un carácter subaéreo, al igual que la brecha autoclástica basal, que indica enfriamiento repentino. PETROGRAFIA Y PALAGONIZACION Se realizó microscopía de detalle de algunas muestras del volcán Tronador con la finalidad de apoyar las observaciones macroscópicas sobre litología y asignación de litofacies. Esta se llevó a cabo en flujos volcanoclásticos y lávicos con texturas asociadas a interacción agua-magma y posterior alteración de los productos. Las muestras volcanoclásticas, observadas al microscopio, se dividen en dos grupos litológicos: tufitas y conglomerados laháricos. Las tufitas presentan abundantes clastos básalticos, en una matriz rica en “shards” básicos y cristales rotos, con un cemento de gel-palagonita y/o ceolitas (Figura 10), lo cual corrobora la apreciación macroscópica que las asigna a las litofacies Bte y Bt. Los conglomerados laháricos tienen clastos bien redondeados, una matriz soportada y cemento de gel-palagonita, fibro-palagonita y/o ceolitas. Las lavas son basálticas y andesítico basálticas, con texturas de almohadilla y/o autobrechas, con evidencias de enfriamiento rápido y palagonitización (ej. borde de vidrio, textura en vértice de los fenocristales). Las lavas presentan, en algunos casos, textura jigsaw-fix en los cristales, textura general de tipo hialpilítica y abundante fibro-palagonita (Figuras 11a y b), corroborando la observación macroscópica de rápido enfriamiento y posterior alteración de la roca a palagonita. DISCUSION Los datos obtenidos en terreno entregan evidencias de una interacción agua–magma de carácter tanto explosivo como no explosivo durante erupciones del volcán Tronador. Las litofacies Bt y Bte son características de erupciones freatomagmáticas, con distinta relación magma/agua (Smellie, 1997; Wohletz, 1993). Abundantes flujos de detríticos son asociados a grandes aportes esporádicos de agua, que generan facies de lahares y detritos (litofacies Cma, Cg). La asociación de dichos flujos con lavas suprayacentes (litofacie Cm) permite suponer un retrabajo sineruptivo de depósitos hialoclásticos iniciales (Mcphie, 1993), sugiriendo una interacción agua-magma primaria en un ambiente englaciario y/o subglaciario, con un retrabajo asociado a un ambiente epiglaciario (ej. Mcphie, 1993; Yamagishi, 1991). Dicho ambiente de interacción agua–magma es corroborado por la abundancia de hialoclastitas y almohadillas (“pillowlobes”) asociadas a hidrovolcanismo no-explosivo (facies Bh) subglacial y/o englacial, y por la presencia de autobrechas basales, con almohadillas asociada a hidrovolcanismo subaéreo y a paleovalles glaciales. La asociación de hialoclastítas, lavas con almohadillas y distintos grados de palagonitización, nos indica una interacción inicial agua-magma y una posterior agua - vidrio generando productos de estadios iniciales (gel-palagonita) y avanzados (fibro-palagonita) de palagonitización (Peacock, 1926; Stroncik, 2002). La interacción agua – magma, está presente en todas las subunidades del volcán Tronador con distinta intensidad y ocurrencia. La subunidad Tronador III es la que presenta mayor frecuencia de interación agua – magma, interpretándose como una subunidad desarrollada en una glaciación. La edad de 0.2 – 0.6 Ma de la subunidad Tronador III propone una edad pleistoceno medio para dicha glaciación, que correspondería a el Drift el Condor (Rabassa,1990; Schileder, 1989). La subunidad Tronador I presenta una edad de 1,3 Ma, concordante con la edad propuesta por Rabassa (1986) asociándola a alguna fase del Drift Pichileufú. CONCLUSIONES Algunas de las litologías identificadas en el volcán Tronador, en especial en Tronador III, están asociadas a hidrovolcanismo. Los distintos grados de palagonitización reflejan una historia compleja de eventos explosivos y no explosivos, hidrovolcánicos, con posterior alteración de sus productos en un ambiente dominado por glaciares. Los depósitos freatomagmáticos consolidados, las texturas de enfriamiento rápido en lavas y los distintos estadios de palagonitización de lavas y flujos volcanoclásticos, permiten inferir que las aguas meteóricas de distinta especie, poseen gran importancia en los procesos eruptivos explosivos y productos no explosivos, así como también en la posterior alteración y retrabajo de los productos hidrovolcánicos en el volcán Tronador. Las evidencias de terreno y petrográficas permiten concluir que el complejo volcánico Tronador presenta evidencias de hidrovolcanismo explosivo y no explosivo, asociado a ambientes englaciarios y/o subglaciarios a epiglaciarios relacionado con las glaciaciones pleistocenas. La edad de 1,3 Ma para la subunidad Tronador I concuerda con el Drift Pichileufú y las edades 0,2-0,6 Ma para la subunidad Tronador III concuerdan con el Drift El Condor, apoyando el carácter intraglacial del CVT. AGRADECIMIENTOS Este trabajo se enmarca en una tesis de Magíster sobre la petrología del Complejo Volcánico Tronador, desarrollada por el primer autor. Se financia con la beca de exención de arancel del Departamento de Geología de la Universidad de Chile, por la Oficina Técnica Puerto Varas del Servicio Nacional de Geología y Minería y por la Cofradía del Lago de Todos los Santos. Su publicación es auspiciada por la Subdirección Nacional de Geología-SERNAGEOMIN. REFERENCIAS Fisher, RV y Schmincke H.U. 1984. Pyroclastic Rock. Springer. 472 p. Berlin, Heidelberg, New York, Tokio. Flint, R. y Fidalgo, F. 1963. Geología Glacial de la zona de borde entre los paralelos 39°10’ y 41°20’ de latitud sur en la cordillera de los Andes. Dirección Nacional de Geología y Minería. Boletín 93. Buenos Aires. Honores, J. Y Kirst, P. 1975. Submarine basaltic volcanism: morphometric parameters for discriminating hyaloclastites from hyalotuffs. Bulletin Volcanolology. Vol. 39. p. 441-465. 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Vol. 53. p. 173-181. Figura 2: Glaciar del volcán Tronador, vista hacia el E. Figura 3: Litofacies Cma, flujo de detritos. Figura 4: Litofacies Cg, lahar. Figura 5: Litofacies Bte, hialotufita freatomagmática. Figura 6: Litofacies Bh, brecha hialoclástica. Figura 10: Gel-Palagonita en Tufita, corte transparente nícoles paralelos. Figura 7: Litofacie Bh, brecha hialoclástica (selección con línea continua y punteada) asociada a paleovalle glacial (flecha). Figura 11a: Fibro-palagonita en Basalto (corte transparente nícoles paralelos). Figura 8: Litofacies Bte, oleada piroclástica fratomagmática (zona superior de la foto). Figura 11b: Fibro-palagonita en Basalto (corte transparente nícoles paralelos). Figura 9: Litofacies Lc superior, Bh inferior. El árbol mide 4 m.
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