presentacion

GEOLOGÍA DEL VOLCÁN UBINAS

INTRODUCCIÓN

El estrato-volcán Ubinas se encuentra situado al norte de la Zona Volcánica de los Andes Centrales (16° 22' S, 70° 54' O), a 70 km al Este de la ciudad de Arequipa. Políticamente en jurisdicción del departamento de Moquegua, la provincia Sánchez Cerro, distrito de Ubinas. El edificio volcánico cubre un área de 45 km², posee un volumen de 29 km³ y alcanza los 5630 m de altura (Rivera, 2000). Por el flanco sur del volcán discurre la quebrada Volcanmayo, que drena hacia el valle de Ubinas, donde se asientan cinco poblados, entre ellos el distrito de Ubinas (situado a solo 6 km del volcán) que tiene más de 3,500 habitantes.

El volcán Ubinas es considerado el más activo del sur del Perú, por sus 23 episodios de alta actividad fumarólica y emisiones de cenizas registradas desde el año 1550 D.C., hasta la actualidad, con una recurrencia de 4 a 5 eventos eruptivos por siglo (Rivera, 2000). Estos eventos han causado víctimas y daños tanto a la agricultura como a la ganadería.

El estrato-volcán Ubinas está conformado por una intercalación de coladas de lavas y flujos piroclásticos de 1400 m de espesor. Estos depósitos en conjunto le confieren una geometría cónica algo simétrica (Fig. 1). La parte baja de la estructura presenta una topografía de suaves pendientes y hacia la parte alta es muy inclinada (> 40°).

La caldera actual está situada a 5380 m de altura, es de forma semi-elíptica alongada de S-N, y se originó por dos grandes episodios explosivos (caldera de explosión) acaecidos en el Holoceno. Dentro de la caldera se halla alojado el cráter de forma semi-cilíndrica, que posee una profundidad de 300 m (Fig. 1). Hacia la base del cráter existen seis orificios por donde emanan fumarolas.

Fig. 1.- Esquema en 3 dimensiones del volcá Ubinas.
Tomado de Rivera (2000).

ESTRATIGRAFÍA Y EVOLUCIÓN GEOLÓGICO-VULCANOLÓGICO

El volcán se ha construido en dos grandes etapas: "Ubinas antiguo" y "Ubinas moderno" (Rivera et al., 1998). La última etapa comprende los depósitos del "Cono de la Cumbre" y los depósitos de la "Caldera de la Cumbre". Esta división fue planteada por la disposición y distribución de sus depósitos, estructuras y morfología.

El substrato del volcán está conformado por secuencias de flujos de lavas dacítica a andesítica, así como por ignimbritas; que pertenecen a la formación Volcánico Matalaque y Volcánico Llallahui (Grupo Tacaza), y el Grupo Barroso (Cretáceo inferior al Pleistoceno).

Fig. 2.- Mapa geológico del estrato-volcán Ubinas.
Tomado de Rivera (2000).

I.- ETAPA "UBINAS ANTIGUO" (Pleistoceno inferior a medio)

La primera etapa eruptiva del volcán se caracterizó esencialmente por una actividad efusiva moderada, pero prolongada. Durante esta etapa fueron emplazadas coladas de lava “aa” de composición andesítica, traquiandesítica y traquidacítica (Fig. 2). Las coladas tiene al menos 20 m de espesor y el conjunto alcanza una potencia aproximada de 600 m (Fig.3).

Después del período de actividad efusiva, un colapso del flanco sur del edificio volcánico "Ubinas antiguo" generó la formación de un anfiteatro en forma de herradura. Los depósitos resultantes son avalanchas de escombros cuyo volumen es de aproximadamente 2,8 km³. Estas avalanchas han sido principalmente canalizadas en los valles de Ubinas y Para, poseen espesores de 30 m (10 km al SE del cráter) a 220 m (4 km al SE del cráter).

Después del colapso se produjo el emplazamiento de una secuencia de depósitos de flujos piroclásticos de color ocre, que yacen a 5 km al pie del flanco sur del volcán, valle de Ubinas (Fig. 2). Estos depósitos piroclásticos de 120 m de altura están constituidos de cuatro unidades masivas de cenizas y pómez dacíticos, de 18 a 24 m de espesor, y que en conjunto posee aproximadamente 1.8 km³ de volumen (Rivera, 2000).

Culmina esta etapa con una actividad extrusiva, uno de los domos se sitúa al pie del flanco SE (4100 m, Figs. 2 y 3). Los domos se construyeron y destruyeron produciendo flujos piroclásticos de bloques y cenizas (tipo Merapi y Montaña Pelée). Estos depósitos se hallan distribuidos sobre los flancos y en el fondo del valle de Ubinas, hasta 7 km al SE del volcán y poseen espesores de hasta 60 m.

Fig. 3.- Columna lito-estratigrafica compuesta del
“Ubinas antiguo". Tomado de Rivera (1998).

II.- ETAPA "UBINAS MODERNO" (Pleistoceno superior a Holoceno)

El "Ubinas moderno" está dividido en dos sub-unidades: “cono de la cumbre” y “caldera de la cumbre” (Rivera,et al., 1998; Fig. 4).

a) Coladas de lava en bloques del "cono de la cumbre"

Las coladas de lava en bloques pertenecientes al cono de la cumbre tienen una composición traquiandesítica, traquítica y andesítica. Estas coladas forman la parte superior del edifico volcánico, de 4800 a 5672 m de altura (Fig. 2). Cada colada de lava posee aproximadamente 20 m de espesor y recorrieron una distancia máxima de 3.6 km alrededor del cráter.

b) Depósitos piroclásticos de la "caldera de la cumbre" (Tardiglaciar, Holoceno, actual)

El volcán Ubinas al inicio de esta última etapa ha presentado erupciones plinianas y freatomagmáticas que han originado la formación de una caldera de explosión que ha truncado la cima del volcán (Rivera, 2000) (Fig. 1). Estas erupciones emplazaron variados depósitos de caídas, visibles en el flanco sur del volcán (poblado de Anascapa). Las tefras sobreyacen a depósitos de caída pliniana de 9,700 ± 190 años B.P., del volcán Huaynaputina (Juvigné et al., 1997), situado a 30 km al sur del Ubinas.

Se distinguen cuatro grupos de depósitos (Fig. 4) que pertenecen a la sub-unidad "caldera de la cumbre" (Rivera, 2000):

1). Depósitos de flujos de cenizas y pómez que afloran en la parte superior de la secuencia volcanoclástica de la Qda. Infiernillo (6 km al SE del cráter; Fig. 2). Los cuales están intercalados con depósitos de caída piroclástica y lahares. Estos depósitos de flujos son de color ocre claro, cada uno posee entre 2 y 4 m de espesor.

2). Avalanchas de escombros de hace 3,670 años ± 60 A.P. (GrN-22820), producto de un segundo colapso del flanco sur del edificio volcánico, y cuyo volumen es de 1,6 km³ aproximadamente. Los depósitos de estas avalanchas afloran al pie de la pared sur y en el valle de Ubinas (visibles hasta 6 km del cráter, Fig. 2), presentan colinas cónicas (hummocks) de aproximadamente 30 m de altura.

Fig. 4.- Columna estratigráfica del “Ubinas moderno”.
Tomado de Rivera (1998).

3). Caídas piroclásticas Holocénicas producto de erupciones explosivas de tipo pliniana, freatomagmática y freática, que han emplazado variados depósitos de pómez riolíticos y dacíticos, principalmente distribuidos al S, SE y NE del volcán. Estos depósitos son visibles en un radio de 8 km alrededor del cráter.

Los depósitos más antiguos ligados a erupciones plinianas son visibles en una potente secuencia de tefras situada a 9 km al sur del volcán, cerca del pueblo de Anascapa. Sigue una descripción (Fig. 4): a) En la base yace un depósito de caída constituida de lapilli pómez que muestra una granoclasificación inversa y concentración de fragmentos líticos en la parte superior. Este depósito de 3.8 m de espesor, es el más antiguo hallado alrededor del volcán. b) Sobreyace un depósito removido de cenizas de 80 cm de espesor y dos niveles de lapilli pómez; cada uno tiene entre 14 y 18 cm de espesor, respectivamente. c) Encima de estos depósitos se encuentra una caída perteneciente a la erupción pliniana datada en 7,480 ± 40 años B.P. (GrN-9327). El depósito tiene 1.2 m de espesor y está constituida de lapilli pómez de composición dacítica y abundantes líticos. e) Encima de este último depósito afloran dos capas de lapilli pómez pertenecientes a caídas piroclásticas.

        Foto 1.- Secuencia de caídas de tefras del volcán Ubinas,
                         cerca al pueblo de Anascapa (fotografía de Jersy
                         Mariño, Abril 2004).

Por otro lado, el depósito de la última erupción pliniana de ca. 980 ± 60 años B.P. (GrN-23146), alcanza 4.5 m de espesor (Fig. 4) a 6 km al sureste del cráter (Quebrada Infiernillo). Está constituido de pómez andesíticos de 2 a 6 cm de diámetro y de líticos andesíticos. Encima de la base del depósito, entre 60 y 100 cm, existen dos capas finas de lapilli y cenizas de color rosado de aproximadamente 10 cm de espesor. El depósito pliniano presenta una granoclasificación inversa hacia la parte superior. Este depósito cuyo volumen mínimo es de 2,8 km³, aflora a más de 40 km al SE del volcán, donde todavía alcanza 25 cm de espesor (Rivera, 2000). Por el modo de distribución se asume que probablemente este depósito fue dispersado en un lóbulo cuyo eje estaba dirigido hacia el SE. Encima de este último depósito pliniano (ca. 980 ± 60 años B.P.), existe al menos dos capas de lapilli pómez con fragmentos líticos de 60 y 80 cm de espesor (a 6 km al sureste del cráter) pertenecientes a erupciones freatomagmáticas.

4). Depósitos piroclásticos de edad histórica emplazados posterior al año de 1550 D.C: La mayoría de estos depósitos están constituidos de cenizas de color gris claro, gris oscuro, blanquizco y amarillento, y fragmentos líticos alterados e hidrotermalizados, ligados esencialmente a erupciones freáticas y freatomagmáticas (actividad explosiva moderada). Estas cenizas alcanzan 3 cm de diámetro en un radio de 6 km alrededor del cráter, lo que representa un volumen < 0.1 km³.

Uno de los depósitos emplazados durante este último período está constituido de cenizas y fragmentos de escoria de color gris oscuro, dispersos en un radio de 2 a 4 km alrededor del volcán. Las cenizas y escorias, cuyo volumen mínimo es de 0.6 km³, son ligadas a los flujos de escorias de tipo San Vincente, y fueron emplazados probablemente en 1677 (Rivera, 2000).

Durante los últimos cuatro siglos, el Ubinas ha presentado variados episodios de fuerte actividad fumarólica, a veces acompañada de emisiones de cenizas.

GEOQUÍMICA

Los piroclastos y lavas del “Ubinas Moderno” son traquiandesitas basálticas, traquiandesitas, traquidacitas, andesitas, dacitas y riolítas (55.71-70.10 % SiO₂), altamente potásicas (2.12-4.84 %K₂O) como se muestra en el diagrama TAS ("Total Alcalis vs Silice") de la Fig. 5 (Rivera, 2000).

        Fig. 5.- Clasificación de lavas y rocas piroclásticas del “Ubinas moderno”
                         en el diagrama TAS (Total alcalis vs silice) de Le Bas et al., (1986).
                         Tomado de Rivera (2000).

De otro lado, en el diagrama K₂O en función de SiO₂ de la Fig. 6a, se observa que los productos de la última etapa eruptiva pertenecen a la serie calco-alcalina rica en potasio, característico de los estrato-volcanes de la Zona Volcánica Central de los Andes (CVZ); como los estrato-volcanes Misti (Legendre, 1999), Huaynaputina (Eissen et al., 1996) y Sabancaya (Gerbe y Thouret, 1999). En el diagrama K₂O en función de Na₂O (Fig. 6b), una evolución potásica caracteriza a las rocas del volcán Ubinas. La mayoría de muestras son situadas en el campo de la serie potásica, y algunos son situados en el campo de las series sódicas.

             Fig. 6 - Composición química de lavas y rocas piroclásticas del “Ubinas moderno”, mos-
                               trando en los diagramas: a) K₂O/SiO₂ de Gill (1981); b) K₂O/Na₂O (modificado
                               de Middlemost, 1975). Tomado de Rivera (2000).

El carácter calco-alcalino de las rocas es claramente mostrado en las Figs. 7a y 7b. En el triángulo AFM de Kuno (1968; Fig. 7a), se observa una línea de enriquecimiento en alcalisis, clásico de las series calco-alcalinas.
El diagrama FeO*/MgO = f(SiO₂) de Miyashiro (1974; Fig. 7b), muestra bajos valores en la relación FeO*/MgO.

                    Fig. 7 - Definición de la serie calco-alcalina: a) Diagrama AFM de Kuno (1968),
                                        A: Na₂O + K₂O, F: FeO*, M: MgO;   b) Diagrama de Miyashiro (1974),
                                        FeO*/MgO vs SiO₂. Tomado de Rivera (2000).

El estudio geoquímico de los elementos mayores muestra el carácter calco-alcalino de la serie. Sin embargo, las propiedades de los elementos trazas del conjunto de rocas del volcán Ubinas muestran ciertas características geoquímicas que podría atestiguar una participación más o menos grande de magmas “adakíticos” en su génesis (Fig. 8).

Las características geoquímicas que señalan la afinidad adakítica son: el empobrecimiento en HREE e Y, así como un reporte Sr/Y y los porcentajes en Sr relativamente elevados. Además, los porcentajes en MgO, Ni y Cr son generalmente superiores con relación magmas calco-alcalinos “clásicos”.

Ver Fig. 8, de Drumond & Defant (1990).

Fig. 8. Diagrama discriminante de la serie adakítica y la serie calco-alcalina.
Modificado de Drummond & Defant (1990). Tomado de Rivera (2000).

REFERENCIAS

Drummond, M.S. & Defant, M.J. (1990).- A model for trondhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal growtn via slab melting: Archean to modern comparisons. J. Geophys. Res., 95, B13, p. 21503-21521.

Eissen. J.p., Monzier, M., Cotton, J., Hall, M.L., Robin, C., Samaniego, P., Thouret, J.C., Gourgaud, A., Legros, F., Navarro, P., Le Pennec, J.L. & Bourdon, E. (1996).- Adakites from Ecuador and Peru quaternary volcanoes: Preliminary interpretation. I Congreso Latinoamericano “volcanes, sismos y prevención” Lima y Arequipa, p. 38-42.

Gerbe MC. & Thouret J.C (1999).- Petrogenetic study of lavas erupted through the persintant explosive activity of the Nevado Sabancaya volcano, Peru (1990-1998). Extended abstracts of fourth international symposium on Andean Geodynamics, 4-6 october 1999, Gottingen p. 266-268.

Gill, J.B. (1981).- Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer-Verlag, Berlin, pp. 390.

Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Streckeisen, A., et Zanettin, B. (1986).- A Chemical Classification of Volcanic Rocks Based on the Total Alkali-Silica Diagram. J. Petrol, Vol. 27, p. 745-750.

Legendre, Ch. (1999).- Pétrogenèse du volcan “Misti Moderne” (Sud Pérou): essai de caractérisation de l’évolution pétro-géochimique et chronologique. Mémoire d’IGAL (Institut Gélogique Albert de Lapparent), France, pp. 88.

Kuno, H. (1968).- Differentiation of basalt magmas. In Hess, H.H. et Poldervaart, A. (eds) The Poldervaart treatise, on Rocks of Basaltic Composition. Insterscience Publishers, Vol. 2, p. 623-688.

Middlemost, E.A (1975).- A contribution to the nomenclature and classification of volcanic rocks. Geol. Mag. 117, p. 7-51.

Miyashiro, A. (1974).- Volcanic rocks series in Island arcs and active continental margins. Am. J. Sci., 274, p. 321-355.

Rivera M. (1998). El volcán Ubinas (Sur del Perú) : Geología, historia eruptiva y evaluación de las amenazas volcánicas actuales, Tesis geólogo UNMSM, Lima - Perú, 123 p.

Rivera M., Thouret J.C., Gourgaud A. (1998). Ubinas, el volcán más activo del sur del Perú desde 1550: Geología y evaluación de las amenazas volcánicas. Bolt. de la Soc. Geol. del Perú v.88;53-71.

Rivera M., 2000. Gènese de magmas émis au cours de la histoire eruptive récent du volcan Ubinas (Pérou meridional): Contribution a l'evaluation des aleas eruptif. Diplome d'etudes approfondies (DEA). 61p., Université Blaise Pascal, Clermont-Fd, France.