Reconstrucción del evento eruptivo asociado al emplazamiento del flujo piroclástico El Refugio hace 13 ka, volcán Nevado de Toluca (México)

 

Reconstruction of the eruptive event associated to the emplacement of the 13 ka El Refugio pyroclastic flow, Nevado de Toluca volcano (Mexico)

 

Marco D'Antonio^1,*, Lucia Capra², Damiano Sarocchi³ y Fernando Bellotti⁴

 

¹ Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geofisica,Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Del. Coyoacán, 04510 México D.F., México. * mdantonio@geofisica.unam.mx

² Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, 76230 Querétaro, Qro., México.

³ Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Del. Coyoacán, 04510 México D.F., México.

⁴ Dipartimento di Scienze della Terra Ardito Desio, Universitá degli Studi di Milano, Via Mangiagalli 34, 20133 Milán, Italia.

 

Manuscrito recibido: Mayo 23, 2007
Manuscrito corregido recibido: Octubre 10, 2007
Manuscrito aceptado: Noviembre 14, 2007

 

RESUMEN

El Nevado de Toluca es un volcán activo en estado de quietud, localizado en el sector central del Cinturón Volcánico Transmexicano, 80 km al suroeste de Ciudad de México. Su formación ha sido caracterizada por una etapa efusiva inicial (entre 2.6y 1.15 Ma), de composición andesítico–dacítica y una etapa explosiva más reciente (desde los 42 ka) que se manifestó con la alternancia de cinco erupciones plinianas (42, 36, 21.7, 12.1 y 10.5 ka) y de por lo menos cinco destrucciones de domos (37, 32, 28, 26 y 13 ka) asociados al emplazamiento de flujos de bloques y ceniza alrededor del volcán. Hace aproximadamente 13 ka ocurrió el evento más reciente de destrucción de domo, con el emplazamiento en el sector N–NE de un flujo piroclástico, aquí denominado flujo El Refugio, con un volumen de 0.11 km³. El depósito está constituido por dos fades de flujo: fades central, hasta 10 m de espesor, que consiste de hasta cinco unidades de flujo con clastos de varios decímetros de diámetro en una matriz arenosa; fades lateral, hasta 4m de espesor, que consiste de una unidad masiva de material arenoso. En la base de la secuencia aflora un depósito de oleada piroclástica de hasta 30 cm de espesor. Fragmentos de dacita representan el componente principal del depósito, con distinto grado de vesicularidady con una asociación mineralógica de Pl–Hbl–Opx. Con base en las características estratigráficas, petrográficas y de la textura de los componentes juveniles, se pudo determinar que la extrusión del domo fue un proceso muy rápido y que su destrucción fue acompañada por una componente explosiva. El proceso magmático que dio inicio a la actividad fue debido a un sobrecalentamiento de la cámara magmática que promovió un proceso de 'self–mixing' con movimientos convectivos que llevaron a la cristalización y sobrepresión del reservorio.

Finalmente, poder determinar una componente explosiva asociada a la destrucción de domos somitales en el Nevado de Toluca, pone en evidencia el alto peligro que este tipo de actividad podría representar en un futuro para las poblaciones aledañas.

Palabras clave: Nevado de Toluca, Cinturón Volcánico Transmexicano, flujos de bloques y ceniza, 'self–mixing'.

 

ABSTRACT

The Nevado de Toluca is a quiescent volcano located in the central sector of the Trans–Mexican Volcanic Belt, 80 km southwest of Mexico City. The activity began ca. 2.6 Ma ago, with andesitic to dacitic lava flows and domes that lasted until 1.15 Ma. During the last 42 ka, the volcano has been characterized by different eruptive styles, including five dome collapses dated at 37, 32, 28, 26, and 13 ka and five plinian eruptions at 42 ka, 36 ka, 21.7 ka, 12.1 ka and 10.5 ka.

The 13 ka dome destruction is the youngest event of this type, and originated a 0.11 km³ block–and–ashflow deposit on the northeastern sector of the volcano, here named El Refugio flow. The deposit consists of two fades: channel–like, up to 10 m thick, monolithologic, that is composed of up to five units, with decimetric dacitic clasts set in a sandy matrix; and a lateral fades that consists of a gray, sandy horizon, up to 4 m thick. A 30 cm–thick surge layer lies down at the base of the sequence. The main component is a dacitic lava, with variable degree ofvesciculation, with mineral association ofPl–Hbl–Opx. Stratigraphic and petrographic features indicate that the dome was quickly extruded on the summit of the volcano, and its collapse was accompanied by an explosive component. The magmatic process that probably triggered the eruption was an overheating of the magma chamber that induced a self–mixing mechanism yielding to an overpressurization of the system. Finally, the identification of an explosive component associated with dome destruction events at Nevado de Toluca volcano clearly indicate the high risk that a future event with such characteristics can represent for populated areas around the volcano.

Key words: Nevado de Toluca volcano, Trans–Mexican Volcanic Belt, block–and–ash flow, self–mixing.

 

INTRODUCCIÓN

El Volcán Nevado de Toluca (19°09'N; 99°45'W; 4,680 m s.n.m) es un estratovolcán andesítico–dacítico localizado en el sector central del Cinturón Volcánico Transmexicano (Pasquaré et al, 1987), 23 km al SW de la ciudad de Toluca (Figura 1a).

El cráter actual del volcán presenta una forma aproximadamente elíptica con una extensión máxima este–oeste de 2 km y una abertura en forma de herradura hacia el este. En su interior se encuentra el domo "Ombligo", emplazado durante la erupción pliniana Pómez Toluca Superior de hace 10,500 años (Arce et al., 2003) y dos lagunas ("Laguna del Sol" y "Laguna de la Luna") que probablemente representan antiguos cráteres volcánicos (Figura 1b). Los bordes del cráter forman entre ellos ángulos ortogonales y están formados por residuos de domos parcialmente destruidos por la actividad explosiva (Macías et al, 1997; García–Palomo et al, 2002; Arce et al, 2003; Arce et al, 2005; Capra et al., 2006) y/o tectónica (García–Palomo et al, 2000; Bellotti et al, 2006).

La actividad del Nevado de Toluca (NdT) se caracterizó por una fase inicial efusiva constituida por sucesivas emisiones de lava de composición andesítica–dacítica desde hace aproximadamente 2.6 Ma (García–Palomo et al, 2002) hasta 1.15 Ma (Bellotti et al., 2006), a la cual siguió un hiatus en la actividad magmática, periodo durante el cual el volcán sufrió dos colapsos parciales hacia el sector sureste (Macías et al, 1997; Capra y Macías, 2000). La actividad explosiva se reanudó hace aproximadamente 42 ka con cinco erupciones plinianas de edad de 42, 36, 21.7 ka (Pómez Toluca Inferior, PTI), 12.1 ka (Pómez Toluca Intermedia, PTIn) y 10.5 ka (Pómez Toluca Superior, PTS), respectivamente (Bloomfield et al, 1977; Macías et al, 1997; García–Palomo et al, 2002; Arce et al, 2003; Arce et al, 2005; Capra et al., 2006), con emisiones de depósitos de caída y flujos de pómez, intercaladas con por lo menos cinco erupciones relacionadas a la destrucción de grandes domos centrales hace aproximadamente 37, 32, 28, 26 y 13 ka (Bloomfieldy Valastro, 1974; Bloomfieldy Valastro, 1977; Cantagrel et al, 1981; Heine, 1988; Macías et al, 1997; Newton and Metcalfe, 1999; Caballero et al, 2001; García–Palomo et al, 2002), con formación de depósitos de bloques y ceniza. La actividad más reciente del volcán se produjo hace aproximadamente 3,250 años con la emisión de un flujo de ceniza (Macías et al, 1997).

A pesar de la elevada frecuencia y gran dispersión espacial de los depósitos de flujos piroclásticos existen muy pocos trabajos previos que presenten un estudio estratigráfico, petrográfico y geoquímico de detalle. Este trabajo se enfoca en el estudio del flujo de bloques y ceniza de hace aproximadamente 13 ka cuyo cuerpo principal se emplazó en el sector norte del volcán en dirección de la localidad El Refugio, llamado aquí informalmente como flujo El Refugio (FER). La edad absoluta del depósito no se ha podido todavía determinar. García–Palomo et al. (2002) fecharon en el sector norte del volcán un paleosuelo a la base de dos unidades de flujo de bloques y ceniza que dio una edad de 13,160 ± 89 años, mientras que Caballero et al. (2001) reportan un fechamiento de material orgánico por encima de un depósito de flujo de ceniza gris en las proximidades del Lago Chignahuapan de 13,870 ± 445 años.

En el presente trabajo se aportan datos nuevos sobre la estratigrafía detallada del depósito, con base en más de 50 secciones, así como sobre las características texturales en sus diferentes facies, determinando además el área afectada por el flujo piroclástico y el volumen de material emitido. Finalmente, a través de la interpretación de nuevos datos petrográficos y geoquímicos del material juvenil emitido, se tratará de definir el estilo eruptivo y los procesos de diferenciación magmática que dieron origen a este evento eruptivo.

 

CARACTERIZACIÓN MORFOLÓGICA DEL ÁREA DE ESTUDIO

El volcán NdT está caracterizado por presentar una gran diferencia morfológica, definida como variación de inclinación y textura del retículo hidrográfico entre sus flancos (Norini et al., 2004), debido a la presencia de diferentes cuerpos geológicos en las distintas vertientes.

El cono más reciente del NdT está delimitado del oeste hacia el este por una clara ruptura en la pendiente y por la presencia de un gran anfiteatro abierto hacia el este (Figura 2). Los cuerpos geológicos que constituyen esta parte del edificio volcánico están formados por domos dacíticos, flujos piroclásticos y depósitos glaciares (García–Palomo et al, 2002; Bellotti et al, 2006).

La porción sur del NdT tiene una morfología irregular (Figura 2) con crestas planas, y valles profundos con elevada pendiente (>20°) (Norini et al, 2004). En esta área, los cuerpos que afloran son principalmente domos y flujos de lava andesítico–dacítica emplazados entre 2.6 y 1.15 Ma (Bellotti et al, 2006).

La vertiente norte es muy homogénea y relativamente plana, con una inclinación promedio inferior a 5^o. La morfología de este lado del volcán es muy regular, interrumpida por algunos valles poco profundos (Norini et al, 2004) a excepción del valle de Zacango (Figura 2), una depresión de origen tectónica (García–Palomo etai, 2002; Bellotti et al., 2006). La homogeneidad de esta zona se debe a que está conformada por los depósitos piroclásticos generados en las etapas explosivas del NdT durante los últimos 40,000 años (Macías et al, 1997; García–Palomo et al, 2002).

 

DISTRIBUCIÓN ESPACIAL Y ESTRATIGRAFÍA

El FER presenta una amplia distribución en un sector de aproximadamente 120° hacia el norte y este del volcán NdT. Los principales rasgos morfológicos que delimitan la extensión del FER son el Cerro Tlacotepec hacia el norte, y los cerros Putla y Tepehuisco hacia el este (Figura 2).

La distancia máxima alcanzada por el flujo piro–elástico es de aproximadamente 15 km, con un área total de alrededor de 150 km². Los valores de H/L encontrados para este flujo son muy bajos, de alrededor de 0.12. No se han observado afloramientos de este evento en las partes más proximales al cráter, y los depósitos más cercanos se encuentran a partir de una distancia superior a los 6–7 km del borde del mismo.

El depósito presenta una muy clara ubicación estrati–gráfica, debido a que normalmente se encuentra entre los dos depósitos de caída de la PTI de hace 21.7 ka y de la PTS de hace 10.5 ka o, con menor frecuencia, arriba del depósito de flujo de bloques y ceniza de hace 28 ka (Figura 3).

Generalmente se encuentra pedogenizado en su parte superior o en contacto erosivo con un depósito de material retrabajado (Figura 3) y su base descansa sobre de un paleosuelo de color ocre y/o café.

En el sector este del volcán se han encontrado depósitos debajo de la PTS (10.5 ka) de origen todavía incierto (puntos rojos en Figura 2). La falta de fechamientos, así como de datos sedimentológicos, químicos y petrográficos en esta zona no permite una clara interpretación ni definir si estos afloramientos están relacionados con el evento en estudio. Hacia el sur y el oeste se obtuvieron datos estratigráficos y/o radiométricos que no han permitido identificar un depósito con la edad similar al FER, por lo que se excluye su distribución hacia estos sectores.

 

SEDIMENTOLOGIA DEL DEPOSITO

Con base en el levantamiento de más de 50 secciones estratigráficas (Figura 2), además de la distribución del depósito, fue posible definir también sus variaciones laterales de facies y de características sedimentológicas. Para determinarlas características sedimentológicas del depósito se utilizaron las siguientes técnicas: 1) análisis de la granulometría total que abarca el rango completo dimensional de las partículas presentes; y 2) análisis de la forma por medio de siluetas de comparación (Crofts, 1974).

El método de la granulometría total permite obtener distribuciones granulométricas completas también en el caso de depósitos extremadamente mal clasificados y consiste en utilizar tres diferentes métodos analíticos, dimensionalmente equivalentes, para abarcar el espectro granulométrico entero (de –13 phi a 9 phi). La componente granulométrica gruesa (entre –8 phi y –5 phi) se obtuvo con el método óptico de las intersecciones de Rosiwal (Sarocchi et al., 2005), el material con dimensiones incluidas entre –4 phi y 4 phi se analizó con el método del tamizado en seco, mientras que el material más fino que 4 phi se analizó con métodos sedimentográficos (Fritsch Analyzette 20). Debido a que la mayoría del material analizado resultó monolitológico no fue necesaro hacer correcciones para compensar las diferencias de densidad y juntar las diferentes distribuciones obtenidas. Las distribuciones granulométricas completas fueron analizadas por medio del programa DECOLOG 1.5 (Sarocchi, 2006), obteniendo los parámetros estadísticos de Folk y Ward modificados (Folk y Ward, 1957) y las características de cada una de las componentes lognormales. Finalmente, se emplea la terminología de clasificación granulométrica según Sarocchi (2006), en donde se modifica la escala vulcanológica propuesta por Sohny Chough (1989) duplicando el número de subclases.

El depósito consiste en dos facies diferentes: una facies central con granulometría gruesa y espesores importantes, y una facies lateral más fina y con espesores inferiores.

La facies central presenta una distribución espacial muy limitada hacia el NE, principalmente en dirección de la localidad El Refugio, y en menor proporción en la zona proximal del Valle Zacango (Figura 2). A lo largo del eje mayor de dispersión, el depósito muestra la presencia de varias unidades deposicionales (Figura 4a), con un número máximo de cinco en el sitio FER55 y con un espesor que gradualmente aumenta desde los afloramientos proximales hasta un máximo de 10 m al SW de la localidad El Refugio (Figura 2). Estas unidades muestran un característico color gris brillante, que puede cambiar a rosa en la parte más alta del depósito. Presentan una textura masiva y están constituidas por material suelto, generalmente soportado por matriz (granulometría de ceniza muy gruesa a fina). El porcentaje de matriz (D <–l phi) varía de 20 a 40% y está constituida en su mayoría por ceniza mediana a muy gruesa (–75–85%) y ceniza fina (–25–15%), mientras que las partículas del tamaño de la arcilla están generalmente ausentes o representan menos del 1% (Figura 3). La componente gruesa del depósito está constituida principalmente por líticos monolitológicos juveniles de color gris oscuro y claro de composición dacítica y de densidad variable (normalmente los líticos de menor densidad son de color gris claro), líticos bandeados, y solamente un 2–5 % del depósito consiste en líticos accesorios oxidados de color rojo. Estos fragmentos líticos presentan por lo general una forma de angulosa a subangulosa, con los juveniles más ligeros y frágiles caracterizados también por formas que tienden a subredondeadas. Sus dimensiones pueden ser mayores que –10 phi (bloque grueso), sin embargo el tamaño promedio es de –6 phi (bloque muy fino). También se encuentran en el depósito pequeñas cantidades de pómez centimétricas juveniles de color gris claro y accidentales de color amarillento, con una forma de subredondeada a redondeada.

Las correlaciones entre las diferentes unidades que constituyen la facies central son complejas y difíciles de reconocer en campo. Los contactos son generalmente erosivos. En la zona distal del depósito se observa una progresiva migración hacia el oeste del eje del flujo, con el emplazamiento de una serie de unidades en contacto lateral con terminación del tipo pinch out (Figura 4a).

Alejándose lateralmente desde la facies central se reconoce una facies lateral constituida por una sola unidad de flujo, de color gris brillante (Figura 4b). En dirección norte y noreste el espesor de la facies lateral del depósito disminuye rápidamente de 1–2 m hasta 50–60 cm y permanece constante hasta los límites laterales del flujo; solamente en proximidad del Cerro Putla se observa un espesor máximo de 4 m (Figura 2). El depósito de la facies lateral consiste casi completamente de material fino (85–95% de matriz) con granulometría de ceniza muy gruesa a ceniza muy fina (Figura 3). Dispersados en la matriz se encuentran líticos densos de color variable de gris oscuro a claro con un diámetro máximo de –4 phi (lapilli grueso) y bordes generalmente angulosos.

En la estratigrafía del depósito, ya sea en la facies central o lateral, se reconoce una unidad en la base que presenta una granulometría de ceniza muy gruesa a muy fina y, localmente, con características estructuras tactivas, aquí interpretada como una oleada piroclástica basal (ground surge). Esta unidad no siempre es reconocible debido a que localmente ha sido erosionada por el mismo flujo; donde está presente, su espesor varía entre 2 y 30 cm.

 

VOLUMEN

El volumen de material emitido durante este evento se calculó con el programare View a través de los siguientes pasos: 1) medición de los espesores en campo; 2) creación de un mapa de puntos vectoriales con los espesores del depósito; 3) interpolación de dichos valores, por medio de la cual se obtiene una matriz (raster) que muestra la variación espacial de los espesores del depósito; 4) multiplicación del área de cada elemento de la matriz (cada pixel del raster) por el espesor del depósito en dicho punto; 5) suma de todos los valores calculados en el punto anterior para obtener el volumen total.

El modelo topográfico que se utilizó deriva de los mapas topográficos del Instituto Nacional de Estadística Geográfica y Informática (INEGI) a escala 1:50,000, y se obtuvo a través de una interpolación linear de las curvas de nivel con equidistancia de 20 m (Norini et al, 2004).

El volumen total mínimo obtenido con este método es de 0.11 km³. La estimación detallada del volumen del depósito es muy importante para poder tener una idea de la magnitud del domo colapsado. Omitiendo la dilatación del material durante el transporte y la posible erosión del depósito, un volumen de 0.11 km³ representaría solamente una pequeña porción de un único domo somital, ya que para llenar el cráter actual se necesitaría un domo de dimensiones mínimas de 1.5 km³. Sin embargo, el cráter actual es el resultado de la actividad explosiva asociada a las dos últimas erupciones plinianas (PTS y PTIn), ambas ocurridas a conducto abierto (Arce et al, 2003; Arce et al, 2005). Con este escenario, al momento de la formación del FER el volcán tenía probablemente una altura mayor a la actual, con un cráter más pequeño, el cual estaba ocupado por un domo somital de dimensiones reducidas. La geometría del cono podría ser parecida a la que actualmente se observa en volcanes tipo Unzen o Merapi.

 

PETROGRAFÍA Y QUÍMICA DE LOS MINERALES

Para el análisis petrográfico se analizaron en total 13 líticos juveniles (una lamina delgada por lítico), de color de gris claro a oscuro, con diferente grado de vesicularidad y que representan el componente principal del depósito.

Para cada muestra se realizó un análisis cualitativo y cuantitativo al microscopio óptico. El análisis cuantitativo, de tipo volumétrico, se efectuó contando 1,000 puntos por cada lamina; los porcentajes de las fases mineralógicas obtenidas se recalcularon al 100% eliminando los datos relativos alas vesículas. Se consideraronmicrofenocristales los minerales con dimensión entre 0.3 y 0.03 mm; todos los cristales menores que 0.03 mm fueron considerados parte de la matriz.

El análisis químico de los minerales se llevó a cabo sobre tres muestras en la microsonda electrónica en el Instituto de Geociencias y Georecursos del C.N.R de Florencia (Italia); para cada muestra se analizaron aproximadamente 25 cristales elegidos de manera representativa de las diferentes fases mineralógicas presentes.

Las rocas presentan una textura porfírica–seriada, con un índice de porfiricidad que varía entre el 25 y 40% en volumen (Tabla 1); los líticos más vesiculares presentan en general una menor cristalinidad.

Los resultados del análisis cuantitativo están ilustrados en Tabla 1. Los fenocristales están constituidos, en orden de abundancia, por plagioclasa, anfíbol y piroxeno, mientas que entre los microfenocristales hay un consistente aumento relativo del porcentaje de piroxeno y sobre todo de anfíbol, que representa el microfenocristal más abundante en la mitad de las muestras analizadas. Los óxidos, por el contrario, están presentes en muy bajos porcentajes en la población de los microfenocristales. En el conteo de puntos no se relevaron, por su escasa presencia, minerales como el apatito y la biotita, que sin embargo sí están presentes. El apatito es identificable como pequeñas agujas en el interior de la plagioclasa, mientas que la biotita está siempre presente con una evidente textura de desequilibrio caracterizada por un hábito anhedral y por la presencia en sus bordes de coronas de minerales (principalmente anfíboles, y en menor cantidad plagioclasa y óxidos, raramente los piroxenos).

La matriz de las rocas está constituida por vidrio, microlitos con textura acicular de plagioclasa y microlitos de óxido (Figura 5), con una escasa presencia tanto de anfíbol como de piroxeno.

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Plagioclasa

La plagioclasa se presenta en diferentes texturas (Figuras 6a y 6b). Los microfenocristales están siempre representados por cristales euhedrales sin alguna textura de desequilibrio, mientas que los fenocristales presentan dos tipologías: la primera está constituida por cristales con hábito euhedral sin trazas de desequilibrio, con un diámetro máximo de 1.7 mm; la segunda consiste en cristales con hábitos euhedrales/subeuhedrales, con bordes a veces redondeados y con textura tipo spongy cellular (Tsuchiyama, 1985), descrita como el resultado de una disolución parcial del cristal, la cual normalmente se desarrolla a lo largo de fracturas y planos de maclas (Vanee, 1965). Normalmente este último tipo de plagioclasa es característico de los cristales con mayores dimensiones que pueden alcanzar hasta los 5 mm.

Los análisis químicos de los minerales (Figuras 7a, 7b y 7c) evidenciaron una composición prácticamente homogénea de andesina (sólo algunos puntos caen en el campo de la labradorita) con una zonación normal en los fenocristales con textura de equilibrio (núcleo entre An₃₇ y An_64.3; borde entre An_30.7 y Aa_45.8) e inversa para los fenocristales con textura de desequilibrio (núcleo entre An₃₈ y An_43.5; borde entre An₄₅ y An_51.2). Los microfenocristales presentan una composición similar a la del borde de los fenocristales en desequilibrio con valores entre An_41.3 y An_55.6.

 

Anfíbol

Los anfíboles se encuentran como fenocristales, microfenocristales y abundantemente como corona de reacción producida alrededor de la biotita. Entre los fenocristales se observaron dos diferentes tipos de textura: cristales en equilibrio con hábito euhedraly con dimensiones máximas de 1 mm (Figura 6c), y cristales con hábito de euhedral a anhedral parcialmente reabsorbidos (Figura 6d) y, en algunos casos, substituidos principalmente porpiroxeno. Este último tipo de textura caracteriza un número menor de cristales, normalmente de grandes dimensiones, con un diámetro que puede alcanzar los 3 mm. Los microfenocristales normalmente se presentan con un hábito euhedral sin alguna traza de reabsorción. En algunas láminas, los anfíboles presentan un color café con un inicio de oxidación principalmente a lo largo de los planos de clivaje (Figura 6e) y en otras muestran un color verde sin rastro de oxidación (Figura 6f), como por ejemplo en las muestras de las pómez del depósito PTS (Figura 6g). Del punto de vista químico se observa que la mayoría de los cristales caen en el campo composicional de la edenita (Figura 7d) según la clasificación de Leake et al. (1997). Solamente algunos microfenocristales y los cristales que constituyen la corona de reacción alrededor de la biotita presentan una composición de pargasita, con contenidos más altos de A1₂O₃ (Figura 7d). Los fenocristales en equilibrio presentan normalmente núcleos con un contenido de A1₂O₃ igual o más alto con respecto al borde (Figura 7e). Una composición más rica en A1₂O₃ significa temperaturas de cristalización más altas (Rutherford et al, 1998), indicando así una zonación normal para los fenocristales en equilibrio.

 

Piroxeno

Los piroxenos, tanto los fenocristales como los microfenocristales y los minerales que se encuentran recristalizados en los bordes de algunos anfíboles son ortopiroxenos, con una composición entre En₅₀ y En₆₀. El hábito euhedral de los minerales (Figura 6h) indica que, después de su cristalización, no se tuvieron variaciones de T y P importantes para provocar un desequilibrio. Los cristales más grandes normalmente tienen un tamaño máximo de 0.6 mm. Rarísimos son los clinopiroxenos que, cuando presentes, muestran una forma subeuhedral.

 

Óxidos

Los óxidos están presentes sólo como microfenocristales euhedrales y como minerales de última cristalización en la matriz (Figura 5). A veces se encuentran en contacto directo con la biotita. Presentan dos tipos de composición: titano–magnetita e ilmenita. Utilizando el geotermómetro de Andersen y Lindsley (1988), que utiliza la composición de estas dos fases mineralógicas, se obtuvo una temperatura del magma entre 844 y 852 °C.

 

COMPOSICIÓN QUÍMICA

Los análisis químicos de roca total fueron realizados por medio de Espectrometría de Emisión Atómica con Plasma de Acoplamiento Inductivo (ICP–AES) y de Espectrometría de Masas con Plasma de Acoplamiento Inductivo (ICP–MS) en los Activation Laboratories en Ancaster, Ontario (Canadá).

Se analizaron 13 muestras del FER (Tabla 2 y Figura 2), la mayoría de las cuales fueron recolectadas en afloramientos de la facies central (comprenden tanto las zonas proximales cuanto las distales), ya que la componente juvenil que constituye los depósitos laterales presenta un tamaño demasiado pequeño para obtener una cantidad de muestra representativa. Como para el análisis petrográfico, se analizaron los uticos juveniles de color gris claro a oscuro con diferente grado de vesicularidad que constituyen el componente principal del depósito.

Todos los productos juveniles del FER caen en el campo composicional de la dacita en el diagrama TAS (Le Bas et al, 1986) que utiliza el contenido de sílice vs. el contenido de la suma de los álcalis (Na₂O+K₂O) (Figura 8a), y pertenecen a la serie subalcalina según la subdivisión propuesta por Irvine y Baragar (1971). El grado de evolución de las muestras es bastante homogéneo, ya que la variación máxima de sílice es de 1.2 % en peso (Tabla 2). En la Figura 8b se pueden observar los patrones de los elementos de las Tierras Raras (REE) de las rocas, normalizados a los valores de condrita (Sun y McDonough, 1989); se puede notar un enriquecimiento de las Tierras Raras ligeras (de La a Pm) con respecto a las pesadas (de Ho a Lu), con una relación (La/Lu)_n que varía de 8 a 10. Solamente las Tierras Raras ligeras resultan fraccionadas, mientras que las pesadas muestran un arreglo horizontal. Los contenidos de los elementos mayores y traza de las muestras analizadas son bastante constantes (Figura 9). Entre los elementos mayores se pueden observar, con el aumento del grado de evolución, ligeras disminuciones de CaO y NaO₂, mientras que la relación Al₂O₃/CaO aumenta ligeramente (Figura 9). Elementos de bajo potencial iónico como Sr y Ba también presentan una cierta correlación negativa con el contenido en sílice (Figura 9). Los elementos compatibles no muestran variaciones sustanciales con el aumento del grado de evolución, a excepción del Co que disminuye ligeramente (Figura 9). El contenido de elementos de alto potencial iónico, como Ti y Zr, disminuye ligeramente con el aumento del grado de evolución (Figura 9). Las Tierras Raras (REE) no muestran prácticamente variaciones con respecto al contenido de SiO₂ (Figura 9).

 

Comparación química con los flujos piroclásticos más antiguos

Se confrontaron los datos químicos de roca total de los líticos juveniles del FER con los de productos juveniles relacionados a flujos de bloques y ceniza más viejos con edades de 37 y 28 ka (Tabla 3). Las muestras del flujo más viejo se recolectaron en el valle de Zacango (Figura 2) y el afloramiento corresponde a la columna estratigráfica 3–2 de la fig. 22 de Macias et al. (1997), mientras que las muestras del flujo de hace 28 ka forman parte de afloramientos en la localidad El Refugio (Figura 2), que estratigráficamente se encuentran debajo del depósito de caída de hace 21.7 ka (Figura 3). A igual contenido de sílice se puede observar como los productos del flujo en estudio muestran algunas ligeras diferencias con respecto a los dos más antiguos. En particular presentan mayores cantidades de los elementos traza Zr y Ba, valores más bajos del elemento compatible V con respecto al flujo de hace 37Kay mayores contenidos de las tierras raras La, Ce y Nd con respecto al flujo de 28 ka (Figura 9). Los patrones de los elementos incompatibles normalizados a los valores del manto primitivo (Sun y McDonough, 1989) que muestran los productos de estos tres eventos son idénticos, así como el fraccionamiento de las Tierras Raras (Figuras 8b y 8c).

 

DISCUSIÓN: RECONSTRUCCIÓN DEL EVENTO ERUPTIVO

Tipo de erupción

Aunque el crecimiento de un domo es alimentado por la simple extrusión de lavas, su destrucción en la mayoría de los casos está asociada auna actividad explosiva (Sato et al., 1992). Después de haber observado numerosas erupciones que originaron depósitos de bloques y ceniza en el volcán Unzen, Sato et al. (1992) propusieron una clasificación genética basada en la relación entre la presión de poro en exceso (Pe) y la resistencia interna del magma (Ts). Cuando Pe < Ts se producen erupciones tipo Merapi, que consisten en simples colapsos; explosiones dirigidas tipo Pelee ocurren cuando Pe < Ts y sólo localmente Pe > Ts; finalmente, si Pe > Ts, el domo sufre una explosión masivay la actividad se denomina tipo Soufriére.

Para poder definir qué tipo de erupción produjo el volcán Nevado de Toluca hace 13 ka, nuestro estudio se enfocó sobre la matriz que constituye el material juvenil y en la textura de los minerales, en particular de los anfíboles. Muchos autores han observado que el anfibol puede presentar dos tipos de texturas de desequilibrio (breakdown), definidos por García y Jacobson (1979) como "gabbroic type" y "black type". El primer tipo se produce por des–hidratación del magma y consiste en la formación de un borde de reacción alrededor del anfibol constituido por plagioclasa, piroxeno y magnetita; esta reacción ocurre sólo donde el mineral está en contacto con el líquido magmático. Rutherford y Hill (1993) han observado para el Monte Santa Helena (EE.UU.) que la ausencia de este tipo de reacción significa que el anfíbol ha pasado menos de cuatro días fuera de su campo de estabilidad. El segundo tipo, al contrario, está relacionado a un proceso de oxidación y deshidrogenación en condiciones subaéreas que se verifica durante la extrusión del magma (Kuno, 1950; Devine et al, 1998). Este proceso produce la formación de minerales anhidros (óxidos y piroxenos) de grano fino, dando una coloración negra al anfíbol. Normalmente este proceso, ya que no necesita de una reacción con el líquido, penetra al interior del cristal a través de las fracturas y/o los clivajes (Devine et al, 1998) yes típico de material juvenil que ha pasado más de algunos días en el interior de un domo. Devine et al. (1998) comentan que este tipo de inestabilidad no se observa en productos piroclásticos producidos por eventos explosivos, ya que los anfíboles emitidos rápidamente son de color verde sin signos de desequilibrio (Sparks et al, 2000).

Como se describió anteriormente, en algunas muestras del FER el anfíbol es de color verde, sin borde de reacción ni signos de oxidación (Figura 6f), con una textura indistinguible de la que también se puede observar en una muestra de pómez del depósito de caída PTS (Figura 6g). Estas texturas sugieren entonces que una porción del magma ascendió y fue emitida muy rápidamente. Por el contrario, en otras muestras del mismo FER se observa anfíbol de color café oscuro y sin borde de reacción, pero con oxidación a lo largo del clivaje debido a un proceso incipiente de oxidación (Figura 6e). Estas rocas representan magma que probablemente ha permanecido por un tiempo mayor que algunos días en el interior del domo. Los tiempos de permanencia, de todos modos, no deben haber sido muy largos, ya que la oxidación no está muy difundida. Efectivamente, la mayoría de los grandes domos del cráter del Nevado de Toluca que se han enfriado muy lentamente en condiciones subaéreas, presentan anfíboles completamente negros (D'Antonio, 2000).

Estas evidencias sugieren que el evento que originó el FER fue probablemente un evento explosivo de tipo Soufriére, con una explosión instantánea del domo, o de tipo Pelee, con explosiones laterales provocadas por pequeños colapsos. Considerando el volumen aproximado del domo en 0.1 km³, un simple colapso tipo Merapi implicaría la formación del domo en pocos días, con tasas de crecimiento exageradamente grandes con respecto a aquellas observadas en magmas de composición química similar (Anderson et al, 1995), para poder encontrar anfíbol de color verde sin rasgos de oxidación. El material juvenil con anfíbol verde y totalmente fresco debe de haber llegado a la base del domo poco antes de que éste explotara, mientras que el material con anfíbol de color café era parte del mismo domo anteriormente extruido.

El análisis de la matriz en lámina delgada confirmaría esta suposición. Se realizaron análisis modales con el método de las intersecciones de Rosiwall (Sarocchi et al., 2005) de una muestra con anfíbol verde (FER 123 A) y una con anfíbol café coninicio de oxidación en los clivajes (FER33A). Por cada muestra se analizaron tres fotos (tamaño de 90 x 90 um) de zonas diferentes de la lámina delgada y se consideró un valor promedio. Se encontró que la matriz de la roca con anfíbol verde contiene un 53 % de vidrio, mientras que la otra solamente un 47.5 %. Esto indica nuevamente que el material con anfíbol en perfecto equilibrio ascendió y fue expulsado rápidamente hacia la superficie.

Según varios autores (Sparks, 1997; Melniky Sparks, 2002) cuando un domo crece se pueden desarrollar elevadas presiones que superan la resistencia de las rocas encajonantes y del magma que forma el domo. Sparks (1997) evidencia cómo la cristalización de microlitos puede jugar un papel muy importante en la formación de una sobrepresurización. En este sentido, los microlitos observados en la matriz del material juvenil del FER (Figura 5) sugieren que el domo fue caracterizado por la presencia de sobrepresiones (Pe > Ts) en su interior que podrían haber causado su explosión.

Un tal evento explosivo puede justificar los valores muy bajos de la relación H/L (0.12) encontrados para el evento que originó el FER, ya que los flujos de bloques y ceniza en promedio presentan valores de 0.26 (Hayashi y Serf, 1992; Sarocchi, 2006). Sin embargo, un factor importante en determinar las grandes distancias alcanzadas fue también el gran volumen de material emitido (Nairn y Self, 1978; Hayashi y Self, 1992; Dade y Huppert, 1996).

 

Transporte y emplazamiento del flujo piroclástico

Con base en las evidencias estratigráficas del FER, la destrucción explosiva del domo dio origen a uno o más pulsos de flujos piroclásticos, produciendo depósitos con una marcada variación lateral, con la formación de depósitos contextura gruesa y espesores importantes (facies central) y depósitos con textura fina y espesores mucho menores (facies lateral). Esta marcada división lateral de los depósitos fue ya observada por Woods et al. (2002) después de un evento eruptivo del Volcán Soufriére Hills (Isla Martinica) relacionado a la explosión de un domo presurizado. Estos autores explican que el flujo se estratifica por densidad y tamaño de las partículas ya durante la fase del levantamiento y del colapso de la columna, con las partículas más finas y ligeras segregándose en las partes más altas. Sin embargo, se ha demostrado que también durante el transporte los procesos de segregación son muy importantes en determinar cambios en las facies del flujo (Bursik y Woods, 1996; Dade y Huppert, 1996; Druitt, 1998; Fujii y Nakada, 1999; Takahashi y Tsujimoto, 2000; Saucedo et al, 2002; Schwarzkopf et al, 2005).

Bajo este escenario, la facies central fue emplazada por la avalancha basal del flujo y presenta una distribución hacia el noreste en donde se encañonó a lo largo de dos barrancas principales (Figura 2). En la Figura 2 se puede observar cómo en esta facies el espesor del depósito va aumentando al alejarse del volcán. Con mucha probabilidad la avalancha basal del flujo viajó por grandes distancias gracias a su elevada energía cinética y empezó a emplazarse en el lado norte del volcán después del cambio de la pendiente correspondiente al piedemonte del edificio. No se han encontrado depósitos del flujo a una distancia del cráter inferior a los 6–7 km. Las posibles explicaciones podrían ser: 1) la pendiente muy alta y la elevada temperatura granular del flujo no permitieron el depósito del material; o 2) los afloramientos no se encuentran porque fueron erosionados o sepultados por los flujos piroclásticos del evento pliniano de la PTS. En la zona distal, la avalancha basal ha desarrollado varias unidades que en cortes transversales se presentan una adyacente a la otra y parcialmente sobrepuestas con terminación del tipo pinch out (Figura 4a), mientras que en cortes longitudinales se encuentran sobrepuestas. Este tipo de unidades pueden haberse formado por inestabilidad cinemática en el cuerpo del flujo, con la formación de frentes secundarios que siguen la cabeza, y que se sobreponen al momento de su emplazamiento. Este tipo de fenómeno ya fue observado en flujos de bloques y ceniza del volcán Colima (Sarocchi, 2006) y en otros volcanes (Hoblitt, 1986). Además, en experimentos de laboratorio se ha visto que este tipo de inestabilidad se forma bajo diferentes condiciones (Huppert et al, 1986). Otra posibilidad es que los frentes secundarios se hayan originado por distintos pulsos explosivos que acompañaron la destrucción del domo.

Finalmente, la nube diluida que constituía la parte superior del flujo viajó separadamente (Fisher y Heiken, 1982; Denlinger, 1987; Fisher, 1995), dispersándose lateralmente en un área muy amplia tanto en dirección noroeste como noreste. Su menor densidad y su estado parcialmente fluidizado le han permitido viajar a grandes distancias. Sin embargo, la mayoría de este material más fino se encuentra en el sector noreste hasta los alrededores del Cerro Putla (Figura 2), estructura dómica que por su altura pudo haber obstaculizado la trayectoria del flujo, ya que es en este punto donde se registran los mayores espesores de la facies lateral.

 

Procesos magmáticos

El análisis químico de roca total indica que el material juvenil del evento en estudio representa una porción homogénea de magma. Las ligeras variaciones en los diagramas de Harker confirman que en esta porción no se produjo una importante diferenciación evolutiva. Sin embargo el material juvenil del FER presenta características peculiares que lo distinguen por el contenido de algunos elementos traza (Zr, Ba, y V) y algunas Tierras Raras (La, Ce y Nd) con respecto a los depósitos de bloques y ceniza de hace 28 y 37 ka (Figura 9).

En los líticos juveniles del FER están presentes minerales con diferentes historias térmicas, con cristales euhedrales perfectamente en equilibrio (Figuras 6b y 6c) al lado de minerales en fuerte desequilibrio con amplia evidencia de reabsorción (Figuras 6a y 6d). Un mecanismo que puede explicar esta "rara convivencia" es el modelo propuesto por Couch et al. (2001) de self–mixing, en el cual se supone un reservorio constituido por un magma de la misma composición calentado desde abajo y enfriado desde arriba.

La primera fase de este modelo consiste en el calentamiento y la formación de un boundary layer en la parte inferior de la cámara magmática por la intrusión de un magma máfico (Figura 10), con la consecuente reabsorción de los minerales presentes en esta zona y que en el caso de las rocas en estudio son representados por los grandes cristales de plagioclasa con textura tipo spongy cellular y de anfíbol reabsorbido y substituido por piroxeno. La segunda fase es una desestabilización del magma en el boundary layer con la consecuente convección de plumas de magma hacia la parte superior y su sucesivo enfriamiento una vez que éstas encuentran, en la parte alta de la cámara magmática, magma a temperaturas más bajas, con el cual al mismo tiempo se mezclan. El enfriamiento provoca la cristalización de microfenocristales, microlitos y bordes de más alta temperatura. En el caso del FER en esta fase de enfriamiento se formaron solamente los microfenocristales, debido a que los microlitos en la matriz cristalizaron a muy bajas presiones durante la fase de extrusión del magma, ya que la matriz no contiene anfíbol (Figura 5). La diferencia de temperatura entre las dos porciones de magma que se mezclaron probablemente no era muy grande y no se produjo un verdadero quenching.

Efectivamente, la composición química evidencia una zonación normal para la plagioclasa y el anfíbol en equilibrio (cristalización en la parte alta del reservorio), mientras que los cristales de plagioclasa reabsorbidos presentan una zonación inversa (Figura 7b), confirmando que el magma en el cual se encontraban sufrió un calentamiento. No se podría explicar un borde cristalizado a temperatura más alta que el centro del cristal por una disminución de la P_H2O, porque en este caso la composición de la plagioclasa debería ser más rica en Na (Couch et al, 2001). Los minerales en fuerte desequilibrio podrían también representar xenocristales incorporados de la roca encajonante. Otras evidencias muy importantes de este self–mixing son las diferentes condiciones bajo las cuales han crecido los microfenocristales con respecto a los fenocristales en equilibrio. En primer lugar el resultado del conteo de puntos muestra que los microfenocristales presentan una mayor cantidad de anfíbol con respecto a los fenocristales (Tabla 1); probablemente la pluma de magma presentaba un alto contenido de agua que favoreció la abundante cristalización de esta fase mineral. En segundo lugar, la composición química de los microfenocristales de plagioclasa y anfíbol evidencia una temperatura de cristalización más alta con respecto a los bordes de los fenocristales en equilibrio, ya que respectivamente presentan un más elevado contenido de Ca y A1₂O₃ (Figuras 7c y 7d). Además, la composición de los microfenocristales de plagioclasa es muy similar a aquella de los bordes de los fenocristales que experimentaron reabsorción, sugiriendo quizás una formación contemporánea durante el enfriamiento. Sin embargo, las diferencias de composición no son muy grandes (Figuras 7a, 7c y 7d), evidenciando una pequeña diferencia de temperatura entre las dos porciones de magma al momento de la mezcla.

Finalmente se observó que también los cristales de anfíbol alrededor de la biotita presentan una temperatura de cristalización más alta con respecto a los fenocristales en equilibrio de esa misma fase (Figura 7d). Arce et al. (2006) evidenciaron que los cristales de biotita muy probablemente representan xenocristales y que transcurrió poco tiempo del momento en que fueron incorporados en el magma a la erupción. En nuestro esquema, las biotitas fueron incorporadas durante los movimientos convectivos inducidos por las plumas, sufriendo un proceso de desequilibrio con la formación de una corona de anfíbol de alta temperatura.

Con este mecanismo de self–mixing se individualizan también las que fueron las causas que provocaron la erupción de nuevo magma. En primera instancia, la intrusión de un magma a la base del reservorio provoca un aumento general de presión (Melnik y Sparks, 2002), que también se produce en la parte superior de la cámara magmática debido al ascenso de plumas de magma. En segundo lugar, la cristalización de un magma con altos contenidos de agua y la presencia de mecanismos convectivos que producen el ascenso de porciones de líquidos magmáticos ricos en burbujas pueden haber jugado un papel importante en el aumento de presión en el reservorio (Sparks, 1997; Melnik y Sparks, 2002).

Todas las evidencias aquí descritas apuntan hacia un mecanismo de self–mixing como el más probable de los procesos magmáticos, sin embargo no se pueden excluir otras interpretaciones. Por ejemplo, asumiendo que la cámara magmática está caracterizada por movimientos convectivos, se podría imaginar que líquidos magmáticos a elevada temperatura en ascenso desde la parte inferior del reservorio hayan calentado la porción de líquido que se encontraba en la parte superior, sin mezclarse con ella. Al mismo tiempo, por la disminución de presión durante el ascenso, fenómenos de desgasificación pueden haber provocado una liberación de volátiles en el ambiente provocando un aumento de presión en el líquido presente en la parte más alta de la cámara magmática. Esto explicaría tanto la abundante cristalización de anfíbol entre los microfenocristales, como las composiciones más anortíticas de los microfenocristales de plagioclasa. Probablemente los microfenocristales no tuvieron el tiempo de convertirse en fenocristales debido a que, con el avance de la cristalización, el líquido se sobresaturó en volátiles con la consecuente formación de burbujas y ascenso del magma hacia la superficie. Este último proceso es conocido en la literatura también como second boiling (Burnham, 1979; Fishery Schmincke, 1984; Francis y Oppenheimer, 2004). La misma presión ejercida por la porción de magma en ascenso pudo haber jugado un papel importante en provocar el aumento de presión en el reservorio. En este escenario los cristales de plagioclasa, anfíbol y biotita en desequilibrio probablemente representan xenocristales.

Se podría pensar también a un tercer escenario, en el cual no se haya verificado ningún calentamiento, sino más bien simplemente ocurrió que con el avance de la cristalización los volátiles se acumularon en el liquido provocando un cambio en las condiciones de cristalización de los microfenocristales, caracterizados poruña mayor abundancia de anfíbol y por plagioclasa de composición más anortítica (Geschwind y Rutherford, 1995). En este escenario, la plagioclasa y el anfíbol en desequilibrio representarían xenocristales, y el aumento de presión en el sistema que llevó a la erupción de nuevo material juvenil podría ser referido nuevamente a un proceso de second boiling.

Sin embargo, aunque estas dos opciones podrían explicar un cambio en la presión y temperatura en la cámara magmática, el rápido ascenso del magma y la componente explosiva asociada a la erupción están indicando un aumento repentino en el contenido de gases, más fácilmente explicable con un proceso que implica la intrusión de un magma más básico y rico en volátiles que además acelera los movimientos convectivos. Cabe mencionar que este magma no necesariamente produce un cambio en la composición en todos los cristales (el aumento de An en la plagioclasa se puede explicar por un cambio en la presión) ya que dependerá de su ubicación en la cámara magmática (Gardner et al, 2007).

 

CONCLUSIONES

La reconstrucción de la actividad eruptiva asociada al evento de hace aproximadamente 13 ka pone en evidencia la peligrosidad del volcán Nevado de Toluca, no solamente debido a erupciones plinianas, como las que en el pasado han llegado a afectar áreas hasta distancias de centenares de kilómetros (Arce et al, 2003), sino también por el emplazamiento de flujos de bloques y ceniza asociados a la destrucción de domos somitales. Este ejemplo demuestra que la destrucción de domos, evento ocurrido por lo menos cinco veces durante los últimos 40 mil años de actividad del volcán, ha sido muy probablemente acompañada por una componente explosiva, responsable de la amplia distribución de horizontes de material muy fino que afloran en un radio de aproximadamente 15 kilómetros. La erupción asociada al FER representa quizás la de menor magnitud con respecto a las erupciones más antiguas de hace 28 ka y 37 ka, poniendo en evidencia la necesidad de una mejor cuantificación y caracterizción de las erupciones pasadas del Nevado de Toluca, volcán actualmente en estado de quietud, para poder establecer una correcta zonificación de los peligros volcánicos, incluyendo la dispersión de nubes piroclásticas que quizás no hayan dejado espesores muy grandes de material, pero que, sin embargo, representarían un elevado riesgo para las áreas aledañas.

 

AGRADECIMIENTOS

El presente trabajo ha sido financiado por CONACYT (proyectos n. 37889 y 46340 a L. Capra). Un agradecimiento especial a los Drs. José Luis Macías y José Luis Arce por las amplias discusiones durante todo el trabajo de tesis. Los autores quieren expresar su agradecimiento al Lie. Teodoro Hernández Treviño por el apoyo brindado durante la preparación de las muestras, y al Dr. Filippo Olmi (f) de la Universidad de Florencia, por el apoyo durante la realización de los análisis de microsonda. Los comentarios y sugerencias de los arbitros Joann Stock, Andrea Rossotti y Ricardo Saucedo mejoraron substancialmente este trabajo.

 

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