XV Congreso Peruano de Geología Curso de campo post-Congreso C-6: Volcanología física

Arequipa, 4 – 6 de Octubre del 2010

M. Rivera (1)

, J. Mariño(1)

, P. Samaniego(2)

1 INGEMMET, Dirección de Geología Ambiental y Riesgo Geológico. Av. Dolores (Urb. Las

Begonias B-3), J.L.B y Rivero, Arequipa, Perú. mrivera@ingemmet.gob.pe 2 IRD, Laboratoire Magmas et Volcans, Université Blaise Pascal, F-63038 Clermont-Ferrand,

Francia

El curso de campo post-congreso se iniciará con una fase teórica durante el cual se

darán a conocer conceptos sobre génesis y formación de magmas, así como los procesos y

productos eruptivos (día 4 de octubre). Posteriormente, en los dos días de trabajos de campo

(5 y 6 de octubre) se realizará la visita de secuencias estratigráficas localizadas en los

siguientes parajes (Fig. 2): Arequipa - carretera a Chiguata (N° 1), Puente Chiguata (N° 2),

Carretera Arequipa Chiguata (Sector de Jesús) (N° 3), Qda. Huarangal (N° 4), Qda. Pastores,

sector de Alto Selva Alegre (N° 5), Carretera Arequipa-Escuela de Policia (N° 6), Qda.

Añashuayco (N° 7) y carretera Arequipa-Yura (N°8).

1. Contexto Geológico del volcán Misti

El volcán Misti (5820 msnm, 16°16’S y 71°22’W) es uno de los siete volcanes activos

del Sur del Perú y pertenece a la Zona Volcánica Central de los Andes (ZVC). Está ubicado

sobre el flanco de la Cordillera occidental, al NE de la cuenca tectónica de Arequipa y dentro

de un grupo de volcanes más antiguos: el complejo Nevado Chachani al NO y del Pichu Pichu

al Este (Figs. 1 y 2). Al volcán Misti lo cruza un conjunto de fallas regionales NO-SE y NE-

SW (Fig. 1). La falla regional NO-SE parece activa puesto que desplaza tefras recientes a lo

largo de la carretera a Arequipa - Aguada Blanca.

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, 2009).

Figura 2. Mapa de localización de los volcanes Misti, Chachani y Pichu Pichu (imagen

Landsat, 1997). Los números indican los sitios que visitaremos durante el curso de campo.

2. Estratigrafía y evolución del volcán Misti

Según la estratigrafía establecida por Thouret et al., (2001) el Misti comprende dos edificios

distintos: un estrato-volcán de base, denominado « Misti 1 » (Fig. 3), que está cubierto en

parte por un cono compuesto mejor conservado, que consta de tres edificios y etapas de

construcción, llamadas « Misti 2, 3 y 4 ». El estrato-volcán fue construido sobre depósitos

volcaniclásticos del Chachani (brechas hidroclásticas, ignimbritas, tefras y sedimentos

epiclásticos) que descansan sobre las ignimbritas neógenas de la cuenca de Arequipa cuya

edad abarca de 13.2 Ma hasta 1.7 Ma (Paquereau-Lebti et al., 2006). Estas ignimbritas afloran

en el cañón del Río Chili y las más recientes afloran en la cuenca de Arequipa (Al Sur del

Misti).

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Un corte geológico del Misti desde el NE hasta el SO a lo largo de la margen izquierda

del Río Chili muestra las principales estructuras y los detalles estratigráficos de cada edificio.

El estrato-volcán Misti 1 con coladas de lava (hasta 9 km de largo) de suave pendiente están

intercaladas con sedimentos volcaniclásticos e ignimbritas sin soldar. Una de las coladas de

lava gruesas (“El Gordo”) tiene alrededor de 833 ka pero P. Ruprecht y W. Wegner (2003)

sostienen que dicha colada provendría del Chachani. La parte superior del Misti 1 es menos

antigua que 112 ka y una contacto erosivo separa los dos edificios principales del volcán

(visible desde la carretera a Charcani V).

El estrato-cono Misti 2 comprende tres grupos de depósitos 2-1 hasta 2-3. El grupo 2-

1 (112-70 ka) abarca coladas de lava y depósitos de flujos de bloques y cenizas, con unos

flujos piroclásticos de escorias y pómez. El grupo 2-2 (70-50? ka) comprende depósitos de

bloques prismáticos de lava casi sin matriz que se atribuyen a colapsos de domos (Qda.

Pastores y Huarangal, Fig. 4). Sobreyacen depósitos de avalancha de escombros que

atribuímos a uno(s) colapso(s) de flanco del Misti 1 o 2 (entre los grupos 2-1 y 2-2). Unos

depósitos de flujos y de caídas de escorias de color verdoso oscuro sobreyacen los depósitos

de bloques de lava y provienen del Chachani (basado en su composición más básica) (Fig. 4).

Hacia el tope los depósitos volcaniclásticos retrabajados señalan un periodo de erosión entre

los grupos 2-2 y 2-3.

Figura 4. Vista de la secuencia estratigráfica del volcán Misti de hace menos 70 ka,

emplazado en la Quebrada Pastores (7 km al suroeste del cráter) Parada N° 5.

El grupo 2-3 (ca. 50-40 ka) refleja la formación de una “caldera” o de un grupo de cráteres

anidados. Tres argumentos de tipo geomorfológico, geofísico y vulcanológico sostienen esta

hipótesis: (1) une ruptura de pendiente entre los conos Misti 2 y 3 cerca a 4400 msnm. y la

presencia de domos alrededor del supuesto límite de la “caldera”. Dichas coladas sobreyacen

derrames de lava en discordancia angular; (2) una discontinuidad estructural basada en

anomalías geoeléctricas de polarización espontánea medidas a lo largo de once perfiles

(Finizola, 2004; Fig. 10). Además Tort y Finizola (2005) y Finizola et al. (2004) han añadido

datos tomomorfométricos y los resultados de medidas magnetotelúricas que también sugieren

la existencia de una discontinuidad estructural cerca a los 4400 msnm. en la base del Misti 3;

(3) unas ignimbritas (flujos de pómez y cenizas sin soldar y de composición dácitica a

andesítica) cuyo volumen mide entre 3 y 5 km3 (las observaremos en las Qdas. Honda y

Grande). Las dataciones C14

sugieren dos episodios eruptivos ca. 50-40 ka y luego ca. 40-33

ka.

El estrato-cono Misti 3 fue construido por coladas de lava y domos hasta elevaciones

cercanas a los 5600 msnm. Consta de cuatro grupos. El grupo 3-1 (36 – 31 ka) comprende

depósitos de flujos de cenizas y caídas de pómez de composición riolítica y dacítica con un

volumen mínimo de 1.5 km3

(Fig. 5). El grupo 3-2 (emplazado entre 30 y 25 ka) abarca un

gran volumen de depósitos de flujos piroclásticos de composición dácitica y depósitos de

bloques de domo y cenizas, intercalados con depósitos de caídas de pómez. El grupo 3-3

(entre 25 y 20 ka) abarca al menos cinco depósitos de bloques y cenizas, intercalados con

depósitos de caídas de pómez. Una de las caídas mide desde 1 hasta 3 m de espesor entre 9 y

12 km hacia el oeste y el este de la cumbre. Hacia el tope del grupo 3-3 unos depósitos

gruesos de flujos de escombros (lahares) y tefras retrabajadas están intercalados dentro de los

depósitos de colapsos de domo. Señalan unos procesos ligados a la fusión de los glaciares

durante uno de los máximos del último periodo glaciar (antes de 25 ka y entre 24 y 12 ka).

Figura 5. (Izquierda) Depósito de oleada debajo de una caída de pómez riolítica (34 ka), cerca de la

localidad de Chiguata (Parada N°1).

(Derecha) Depósito de avalancha de escombros (volcán Pichu Pichu), que yace en la carretera

a Chiguata (Parada N°3).

El Misti 3 fue probablemente truncado por la formación de una caldera en la cumbre

(parecida a la caldera de la cumbre actual del Ubinas) entre 14 y 11 ka: esta caldera tiene un

diámetro de 2 km. (Fig. 3) Tres argumentos permiten proponer la existencia de la caldera de

la cumbre: (1) El piso de la caldera (flanco NO) muestra lavas que sobreyacen otras lavas del

Misti 3 con una discordancia angular; 2) depósitos de flujos piroclásticos de pómez dacíticos

(1 km3) y capas de caídas de pómez intercaladas conforman el grupo 3-4 (entre 13,7 y 11,3

ka). Este grupo también contiene depósitos de oleadas piroclásticas (por ej. antidunas y

niveles con estratificación cruzada). (3) Una discontinuidad estructural está inferida en base a

las medidas de polarización espontánea que muestran anomalías negativas cerca a los 5400

msnm. También el estudio tomomorfométrico revela une dicontinuidad structural a esta

misma altura.

El Misti 4 o cono de la cumbre tiene menos de 11 ka. El pequeño edificio de la cumbre

en forma de creciente está constituido por lapilli, tefras y escorias soldadas (hacia el NO). El

cono fue excavado por dos cráteres anidados. El gran cráter de 950 m de diámetro y abierto

hacia el sur fue formado durante la erupción de hace ca. 2050 años BP y el pequeño cráter

(550 m de diámetro) rodeado por escorias negras tiene una edad histórica. Al fondo de este

cráter de 200 m se observa un plug (tapón) de lava andesítica que atribuímos a la erupción del

siglo XV (Fig. 6).

Los dos cráteres anidados de la cumbre / Caídas del Holoceno superior, Río Chili. El pómez

blanco (abajo) tiene ca. 2050 años AP y las cenizas blancas (arriba) fueron emplazadas por la

erupción del Huaynaputina en Febrero 1600 AD.

Figura 6. Foto de dos cráteres del Misti. El más reciente está ubicado al extremo Suroeste.

El último grupo de tefras (capas de lapilli pómez y cenizas) de 5 a 6 m de espesor que

cubre todas las laderas bajas del Misti demuestra que el volcán tuvo 10 erupciones desde hace

11 ka. Se han reconocido depósitos de oleadas piroclásticas, uno de ellos de edad Holocena

media aflora en el barrio El Porvenir, a unos 13 km de la cumbre. Los suelos intercalados en

el último grupo de tefras son muy delgados y también unos depósitos eólicos están

intercalados en esta secuencia piroclástica. La fotografía tomada en los años 1940 (I. Parodi:

Fig. 7) muestra claramente la morfologiía del cono compuesto, del piedemonte (ring plain) y

dos abanicos recientes (Qda. San Lazaro en el centro y Qda Huarangal hacia el ENE, ahora

cubiertos por el casco urbano) cuyos depósitos de lahares y epiclásticos (con unas tefras)

fueron emplazados entre 13,7 y 4,7 ka.

Figura 7. Fotografia del volcán Misti y la ciudad de Arequipa en la década de los años 40 (I.

Parodi).

3. Actividad eruptiva reciente e histórica

La actividad reciente del volcán es notable desde hace alrededor de 2000 años y quizás

haya disminuido desde entonces. Los depósitos más importantes ligadas a la erupción de hace

2000 años corresponde a flujos piroclásticos de pómez y líticos que sobreyacen una caída

pliniana con pómez bandeadas (andesíticas y dacíticas) visibles en el Río Chili y en todas las

quebradas que drenan del Misti. El volumen del conjunto mide al menos 0.75 km3. La edad

del episodio eruptivo está comprendida entre 2300 y 2050 años AP (C14

). La secuencia de

depósitos también muestra dos unidades distintas sobre los flancos sur y SO del volcán (las

observaremos en la Qda. Huarangal y en las Qdas. Honda y Grande). La unidad inferior es

piroclástica, la superior es más rica en bloques líticos y fragmentos oxidados dentro de una

matriz parduzca abundante y fina. La unidad superior puede ser el resultado de procesos de

destabilización del flanco Sur que han abierto la pared del cráter grande de la cumbre hacia el

Sur. Además se observan bancos de depósitos laháricos que conforman una terraza (encima

de la recaída sub-pliniana de hace 2050 años AP). Ellos revelan la transformación de los

flujos piroclásticos en lahares ricos en pómez a lo largo de la Qda San Lazaro.

Varios depósitos de lahares (sobre todo flujos hiperconcentrados, más abundantes que

flujos de escombros) se aprecian a lo largo del Río Chili y de las quebradas del flanco sur.

Tres terrazas principales y unas subordinadas están conformadas por depósitos epiclásticos,

depósitos de lahar asi como por aluviones del Holoceno superior e históricos.

La actividad histórica del Misti ha sido moderada. Una caída de cenizas escoriaceas

negras (5-10 cm hacia el SO) señala unos pequeños eventos probablemente vulcanianos

durante el siglo XV (1440-1470 AD: Chávez Chávez, 1992). Han cubierto la ciudad de

Arequipa con cenizas hasta de 2 cm de espesor. Otras capas de cenizas históricas son muy

Colinas

Avanico aluvial

Planicie acumulación

Planicie acumulación

Llanura de

inundación

Cañón del

río Chili

Avanico aluvial

Estratocono inferior

Estratocono superior

Cumbre, 5822 m.s.n.m

Colinas

delgadas mientras que las crónicas mencionan eventos freáticos o fumarólicos en 1542, 1599,

1826, 1830-31, 1869 y 1870 pero dichos eventos (sísmicos? freáticos? fumárolicos?) no están

comprobado aún. Con menos incertidumbre, cuatro eventos occurieron el 2 de Mayo del

1677, el 9 y el 28 de Julio del 1784 y 10 de Octubre del 1787 (Simkin y Siebert, 1994). Estos

eventos sísmicos y quizás freáticos no dejaron tefras o no se reconocen dichas tefras históricas

en el campo porque fueron removidas por el viento y la fusión de la nieve. Sin embargo cabe

recalcar la presencia de varios lahares (flujos de escombros gruesos y flujos

hiperconcentrados más finos) a lo largo del Río Chili y de las Quebradas, que fueron datados

entre 1000 y 300 años AP (Delaite et al., 2005), es decir no solamente a consecuencias de la

erupción del siglo XV pero también a consecuencias de aguaceros y remobilización de tefras

sobre las laderas del volcán. Unas crisis fumárolicas fueron reportadas por ej. en 1948 y 1949

y también en 1984 y 1985.

4. Pre Misti: Secuencias ignimbríticas

En una etapa Pre-Misti, en la zona aledaña al Misti se emplazaron al menos cuatro secuencias

ignimbríticas (flujo de pómez y cenizas dacíticas y riolíticas) cuyas edades varían entre 13 y 1

Ma. De las más antiguas a las más recientes estas son: Ignimbrita río Chili, Ignimbrita

Aeropuerto de Arequipa, Tufos de Yura e Ignimbrita "La Joya".

Figura 8. Mapa mostrando la localización de las secuencias ignimbríticas del Neógeno

(Paquereau-Lebti et al., 2006).

Ignimbrita del Río Chili (13,33 Ma)

Esta secuencia ignimbrítica aflora aguas arriba del cañon del río Chili (al pie del flanco norte

del volcán Misti, (Paquereau-Lebti et al., 2006) Fig. 8. Esta ignimbrita ha sido datada en

13,33 Ma (Thouret et al., 2001). Comprende tres unidades de flujo de 90 a 150 m de espesor

en total, que yacen sobre brechas terciarias y sobre el gneis de Charcani de edad Proterozoica.

Los niveles intermedios, localmente columnares, están parcialmente soldadas, mientras que el

tope y la base no están soldados. Estas ignimbritas pertenecerían a la Formacion Huaylillas

(Thouret et al., 2007).

Ignimbrita "La Joya" (4,9 Ma)

Esta ignimbrita es distinguida en la cuenca tectónica de Arequipa donde yace debajo la

"Ignimbrita el Aeropuerto de Arequipa" (Formation Sencca). La ignimbrita "La Joya" ha

sido datada en aproximadamente 4,9 Ma (Paquereau-Lebti et al., 2006), en consecuencia

pertenecería al Grupo Barroso. Esta ignimbrita se ha emplazado al Sur, SE, SO del volcán

Misti, hasta la localidad de La Joya, a aproximadamente 40 km del complejo volcánico

Nevado Chachani. Esta ignimbrita poco soldada de 50 a 80 m de espesor en el valle del Río

Chili, presenta pómez fibrosos en una matriz rica en cristales. La ignimbrita "La Joya"

sugiere un flujo proveniente del altiplano (norte del Misti) o de la Laguna Salinas (al Este del

Misti) (Paquereau-Lebti et al., 2008) ligado a un volcanismo fuertemente explosivo.

Ignimbrita Aeropuerto de Arequipa (1.65 Ma)

La secuencia ignimbrítica "Aeropuerto de Arequipa" ("Sillar de Arequipa"; Vargas, 1970)

forma el tope del relleno de la cuenca de Arequipa y se subdivide en dos unidades de flujo:

una unidad blanca a la base y una unidad rosa en el tope, sin sedimentos intercalados, que

cubren una superficie de ~600 km2 (Vatin-Perignon et al., 1992; Paquereau-Lebti et al.,

2006). Estas secuencias son distinguidas al NO, SO y Sur del volcán Misti (Fig. 8). Ellas

corresponden a ignimbritas de composiciones dacíticas y riolíticas de colores gris clara a

blanca, dispuestas en capas de 20 a 60 m de espesor.

La unidad blanca no es soldada, pero se encuentra fuertemente endurecida por la

recristalización de una fase vapor, que cimienta el depósito y están asociados a una fuerte

desvitrificacion del vidrio de la matriz. Mientras que la unidad rosa no es soldada, pero está

ligeramente endurecida. Esta ha sido datada en 1,65 Ma por Paquereau-Lebti et al. (2006). La

geometría de los afloramientos y la pendiente regular de las unidades en la cuenca alrededor

del flanco sur del complejo volcánico de Chachani, indican que la secuencia "Aeropuerto de

Arequipa" provienen probablemente de una zona situada debajo del volcán Chachani. Esto

está confirmado por las medidas de anisotropía de susceptibilidad magnética (Paquereau-

Lebti et al., 2006) y el conteo litológico de fragmentos líticos cuyo tamaño disminuye

progresivamente del norte hacia el suroeste y sur-este en la unidad rosa.

Dado que esta secuencia ignimbrítica "Aeropuerto de Arequipa" tiene una edad de 1,65 Ma

(Paquereau-Lebti et al., 2006), esta correspondería a la Formación Sencca, descrita por

Mendivil (1965) a la extremidad sur del Perú, y la cual ha sido posteriormente dividida en una

unidad inferior (4,9 a 3,6 Ma) y una unidad superior (2,3 a 1,4 Ma) por Thouret et al. (2007).

Esas voluminosas ignimbritas (aproximadamente 40 km3) emplazados en el sur peruano

serían responsables de la formación de una o más calderas situadas en el arco volcánico, hoy

día erosionados o cubiertos por los depósitos volcánicos de los estrato-volcanes cuaternarios

(por ejemplo aquellos que estarían enterrados debajo del complejo volcánico del Nevado

Chachani).

Tufos de Yura (1,02 Ma)

Los "Tufos de Yura" afloran al norte y noroeste del volcán Misti. Estos depósitos de flujos

piroclásticos se encuentran ligeramente endurecidos. Fueron datados en 1,02 Ma por

Paquereau-Lebti et al. (2006). Estas ignimbritas poco voluminosas, se han emplazado en

forma de capas que miden entre 8 a 30 m de espesor. Los tufos de Yura provienen del norte

del masivo de Chachani, de la zona del Cerro Nacarani o del Cerro Baquetane. Esas

ignimbritas cubren una superficie de menos 150 km2 al oeste y suroeste del complejo

volcánico del Nevado Chachani (Fig. 8). Dado la edad de 1,02 Ma para los “Tufos de Yura”,

ellas corresponderían a la Fm. Capillune (Pleistoceno inferior).

Referencias

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Paquereau-Lebti, P., Thouret J.-C., Wörner G., Fornari M., 2006. Neogene and Quaternary

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Publication, G Groppelli & L. Viereck-Goette (Eds.),”Stratigraphy and geology in

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