o20T>P UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO 2 POSGRADO EN CIENCIAS DE LA TIERRA INSTITUTO DE GEOFISICA DOCTORADO EN CIENCIAS (VULCANOLOGÍA) TESIS: CONDICIONES PRE-ERUPTIVAS Y EVOLUCIÓN DE LA ERUPCIÓN PLINIANA PÓMEZ TOLUCA SUPERIOR, VOLCÁN NEVADO DE TOLUCA José Luis Arce Saldaña México, D.F., agosto de 2003 o~'fl3 I RSIDAD CI NAL NOMA E ÉXICO L RADO I CIAS E I A N I TO E EOFISICA TORADO I CIAS V NOLOGiA) SIS: NDICI NES E- UPTIVAS LUCIÓN E PCIÓN I I A MEZ LUCA PERIOR, LCÁN ADO E LUCA .José uis rce al aña éxico, .F., osto e UNAM – Dirección General de Bibliotecas Tesis Digitales Restricciones de uso DERECHOS RESERVADOS © PROHIBIDA SU REPRODUCCIÓN TOTAL O PARCIAL Todo el material contenido en esta tesis esta protegido por la Ley Federal del Derecho de Autor (LFDA) de los Estados Unidos Mexicanos (México). 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METODOLOG(A 111.3. PETROLOGIA DE MUESTRAS NATURALES 111.4. ANÁLISIS DE MICROSONDA 111.5. GEOTERMOMETR(A 45 46 47 54 66 111.6. PETROLOGIA EXPERIMENTAL 111.7. SOLUBILIDAD DEL H20 111.8. 4 ºAr/39Ar Y XENOCRISTALES 111.9. DIMENSIÓN DE LA CÁMARA MAGMÁTICA PTS CAPITULO IV. INDICE DE VESICULARIDAD IV.1. INTRODUCCIÓN IV.2. MÉTODOS IV.3. INDICE DE VESICULARIDAD DE LA PTS IV.4. MECANISMO DE DISPARO DE LA ERUPCIÓN CAPITULO V. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES V.1. CONDICIONES PRE-ERUPTIVAS DEL MAGMA PTS V.2. UNA CÁMARA MAGMÁTICA HOMOGÉNEA V.3. EVOLUCIÓN DE LA CÁMARA MAGMÁTICA EN EL PLEISTO- CENO TARDIO-HOLOCENO V.4. CONCLUSIONES REFERENCIAS 73 78 81 92 99 101 106 113 116 119 120 124 127 Lista de Figuras Figura 1. Mapa de localización del Volcán Nevado de Toluca en el Cinturón Volcánico Mexicano y en la Cuenca de Lerma. Figura 2. Columna estratigráfica compuesta de los productos emitidos por el Volcán Nevado de Toluca. Figura 3. Fotografía de la intercalación de depósitos piroclásticos y coladas de lava de secuencias antiguas del Nevado de Toluca. Figura 4. Fotografía de la pared interna noroeste del cráter del Nevado de Toluca. Figura 5. Gráfica de altura de columna versus volumen en ROE de algunas erupciones plinianas conocidas. Figura 6. Fotografía del depósito de flujo piroclástico FO de la secuencia PTS. Figura 7. Fotografías y columna estratigráfica compuesta de depósitos del Pleistoceno tardio-Holoceno del Nevado de Toluca. Figura 8. Fotografía que muestra la intercalación de los depósitos de caida, de oleada y de flujo piroclástico de la secuencia PBI. Figura 9. Fotografía que muestra algunos de los horizontes de caída, de oleada y de flujo piroclástico de la secuencia PTS. Figura 1 O. Fotografía que muestra algunos detalles de las relaciones entre los depósitos de caída PC1 y PC2 con depósitos de oleada piroclástica de la secuencia PTS. Figura 11. Resultados de los análisis de componentes a través de la secuencia piroclástica PTS. Figura 12. Mapa general de la distribución de las isopacas de los horizontes de caída PC1 y PC2 de la secuencia PTS. Figura 13. Gráfica de raíz cuadrada del área versus espesor de cada isopaca, de los horizontes de caída de la PTS. Figura 14. Mapa de isopletlas para cada horizonte de caida de la PTS. Se tomó en cuenta el promedio de los cinco fragmentos líticos más grandes de cada sección estratigráfica. Figura 15. Altura de columna y tasa de emisión de las fases plinianas de la erupción PTS y comparación con algunos ejemplos conocidos. Figura 16. Correlación de columnas estratigráficas de zonas proximales, medias y distales, utilizando al depósito PTS como marcador estratigráfico. Figura 17. Clasificación química y diagramas binarios de los productos juveniles de los depósitos PTS, PBI y BAF-13. Figura 18. Microfotografías de los productos juveniles de los depósitos PTS, PBI y BAF-13, en donde se observa una población de fenocristales pequeños (<1 mm) de las principales fases minerales que las conforman. Figura 19. Microfotografías de los productos juveniles de los depósitos PTS, PBI y BAF-13, en donde se observa una población de fenocristales de grandes dimensiones (1-2.3 mm) de las principales fases minerales. Figura 20. Microfotografías de cristales de biotita presentes en los productos de los depósitos PTS, PBI y BAF-13. Figura 21. Diagramas binarios de la composición química del vidrio de rocas del depósito PTS. Figura 22. Diagrama de clasificación de plagioclasas analizadas en las muestras de los depósitos PTS y PBI. Figura 23. Diagrama de clasificación del ortopiroxeno para muestras analizadas de los depósitos PTS y PBI. Figura 24. Diagrama de clasificación de anfíboles para cristales analizados en las muestras de los depósitos PTS y PBI. Figura 25. Diagrama de clasificación de minerales de óxido de Fe y Ti. Figura 26. Diagrama de la fugacidad del oxígeno versus la temperatura con base en el geotermómetro de llmenita-Titanomagnetita. Figura 27. Fotografías de los principales pasos que se siguen en el procesamiento de los experimentos hidrotermales en el laboratorio. Figura 28. Diagrama de las fases de estabilidad de los principales minerales encontrados en las muestras de la PTS. Figura 29. Diagramas de la composición química del vidrio de los experimentos con respecto a la presión y a la temnperatura. Figura 30. Esquema del principio de datación por medio del método 40Ar/39Ar. Figura 31. Resultados de los fechamientos de cristales de biotita por medio del método 40Ar-39Ar. Figura32. Esquemas de la evolución temporal de erupciones efusivas y explosivas con base en la tasa de emisión. Figura 33. Esquema del sistema magmático del Nevado de Toluca durante la erupción de la PTS. Figura 34. Esquema de la dimensión de la cámara magmática que dio origen a la erupción de la PTS. Figura 35. Diagrama de la densidad con respecto a las dimensiones de fragmentos de pómez del horizonte de caída PC2 del depósito PTS. Figura 36. Histograma de los resultados del índice de vesicularidad de los distintos horizontes de calda del depósito PTS. Figura 37. Esquema del modelo de recalentamiento de un reservorio magmático ácido por la intrusión de un magma básico en la base de la cámara magmática. Figura 38. Esquema del modelo de evolución de la cámara magmática del Nevado de Toluca durante el Pleistoceno tardío-Holoceno. Lista de Tablas Tabla 1. Datos de la edad del depósito PTS, tomados de diferentes autores. Tabla 2. Ejemplos de volúmenes de material emitidos por algunas erupciones plinianas. Tabla 3. Composición química de roca total de muestras de los depósitos PTS, PBI, BAF-13 y PTI. Tabla 4. Análisis modal de muestras de los depósitos PTS, PBI y BAF-13. Tabla 5. Composición química del vidrio de muestras de los depósitos PTS y PBI. Tabla 6. Composición química de la plagioclasa de muestras analizadas de los depósitos PTS y PBI. Tabla 7. Composición química del ortopiroxeno de muestras de los depósitos PTS y PBI. Tabla 8. Composición química del anfíbol de muestras de los depósitos PTS y PBI. Tabla 9. Composición química de los óxidos de Fe y Ti de muestras de los depósitos PTS y PBI. Tabla 10. Condiciones iniciales de los experimentos de laboratorio. Tabla 11. Composición química del vidrio de muestras obtenidas de los experimentos. Tabla 12. Resultados de los análisis de 40Ar-39Ar de granos de biotita del depósito PBI. Tabla 13. Comparación de volumen y profundidad de la cámara magmática y volumen emitido de algunas erupciones famosas. Tabla 14. Comparación del error analítico entre dos fragmentos de pómez de distinto tamaño, del depósito PTS. Tabla 15. Resultados de la determinación de la densidad del horizonte de calda PC2 del depósito PTS. CAPITULO l. INTRODUCCIÓN 1.1. Antecedentes Cerca de dos terceras partes de la superficie del territorio mexicano, están cubiertas por productos volcánicos y una parte importante está constituida por vulcanismo cuaternario, parte del cual se encuentra activo y está distribuido en varias provincias volcánicas (Ortega-Gutiérrez et al., 1992). De éstas, la provincia que más se destaca por su extensión, volumen y actividad histórica es el Cinturón Volcánico Trans-Mexicano (CVTM). El CVTM se distribuye en una franja que atraviesa la República Mexicana, desde el Estado de Veracruz hasta el Estado de Jalisco (Fig. 1A) con una longitud aproximada de 1000 km. El CVTM ha sido descrito como un arco continental activo formado por la subducción de la Placa de Cocos por debajo de la Placa Norteamericana (i.e. Demant, 1978). La afinidad quimica de los productos volcánicos es muy variada, tal como ha quedado establecido en distintos trabajos entre los que destacan los de Carmichael et al. (1996), Moore y Carmichael (1998), Blatter y Carmichael (2001 ), Ferrari et al. (2001 ). En particular los de un grupo de investigadores que han postulado que los magmas del CVTM se han generado en el manto (Verma, 2001; Blatter y Carmichael, 2001; Torres-Alvarado et al. 2002) ya sea relacionado a un punto caliente (Márquez et al., 1999) o bien a un ambiente de rift (Verma, 2002). Sin embargo, aún existe controversia sobre el origen de los magmas en el CVTM. Es probable que el vulcanismo en esta provincia no obedezca a un solo 3 Leyenda 1 Colima 2 Ceboruco 3 Paricutin o Caldera 6. Volcán 4 .Jocotitlan ~ Lago 5 Popocatépetl ~ Ciudades y 6 lztaccihuatl ~ Pueblos 7 La Malinche """""' Currctcru 8 Pico de Orizaba ~Secciones eslrutigr.ificus Cumino de tcmu:crlu ~ Ruitta.'i de Tcotcnuni:;o · Distribución de · · · Oujos pirucló.?50,000 años). El más reciente dejó dos enormes depósitos de flujo de detritos denominados Pilcaya y El Mogote que cubrieron un área de 220 km 2 y con un volumen de 2.8 km 3 (Capra y Macias, 2000). Posterior a los colapsos, se encuentra un depósito que podría representar el inicio de la fase explosiva de los últimos 40 mil años del volcán, ya que se tiene fechado un depósito de flujo piroclástico rico en fragmentos de pómez del tamaño de la grava, con una matriz de arena rica en cristales de biotita, del cual se fechó un tronco carbonizado en 42,030 +3530/-2445 años A.P. (Macias et al., 1997). La extrusión de domos y su posterior destrucción representa un fenómeno muy común en el volcán. Prueba de esto es que se han determinado cinco depósitos de flujos piroclásticos de bloques y cenizas distribuidos alrededor del volcán (Macias et al., 1997; García-Palomo et al., 2002), fechados mediante el método de radiocarbono en 37000, 32000, 28000, 26000 y <13000 años A.P. (Fig. 2). Hoy en día se pueden observar remanentes de estos cuerpos en las paredes del cráter (Fig. 4). 7 Edad Unidad — (yr. B.P) Depósito Descripción 3.3 La Depósito de flujo piroclástico de ceniza de color cafe claro con fragmentos de carbón. -. 8,5 ka Flujo de lava andesitico Tenango, y PTS 10.5 kalr*=<5% a +:91 Pómez Toluca Superior, Depósito de caída compuesto porel cuatro miembros itralados con na depósitos de flujos piroctásticos y oleadas. a PBI-12.1 ka Flujo Blanco de Pómez, compuesto de horizontes de caída intercalados con Mujos >] piroclásticos y oleadas, rico en pómez blanca y cristales. BAF -13 ka Depósito de fujo de bloques y cenizas, masivo, de color gris, compuesto de chos demos y y [de pómez de composición dacítica. PTI 24.5ka| 17 Depósito Pómez Toluca Inferior. Horizonte de caida con gradación Inversa rico en pómez ocre * * 2] y fragmentos de esquisto del basamento, y coronado pordepósitos de oleada piroclastica. BAF-26,5 ka | Depósito de flujo piroclástico de bloques y cenizas de color gris, Existen pocos afloramientos. BAF -28 ka Depósito de fujo piroclástico de bloques y cenizas de color gris compuesto de tres unidades con fragmentos de pómez y líticos dacíticos. BAF -32 ka Depósito de lujo de ceniza compuesto de varias unidades de flujo, intercaladas con depósitos de olcada piroclástica BAF -37 ka |' Secuencia de flujos prioclásticos de bloques y cenizas (tres unidades masivas) con depósitos de olcada intercalados, Consiste de fragmentos densos y pómez dacíticos. Caída de Pómez Dere 36-39 kab 5; Depósito de pómez de caída ocre compuesto de tres capas intercaladas con depósitos de olcada y | cubiertos por un flujo piroclástico de ceniza masivo con abundante pómez y fragmentos de carbón. 42 ka Deposito de flujo piroclástico rosa, compuesto de varias unidades, con abundante pómez. dacitica y algunos clastos andesíticos. PDF Depósito de lujo de detritos (Depósito Pilcaya) compuesto de clastos de dacita y Componentes >42 ka ee] exóticos (basalto, caliza, riolita, arenisca) dentro de una matriz endurccida.de arena DADI Depósito de avalancha de escombros, monolitológico, compuesto de clastos daciticos dentro de una matriz arenosa Secuencia Secuencia de flujos de detritos, lahares, depósitos fluviales y algunos horizontes lacustres Antigua que pertenecen a una secuencia antigua del Nevado de Toluca. 1.2-1.6 Ma Depósito de flujos de lava andesíticos-dacíticos del Nevado de Toluca. 26+02 Ma Depósitos de flujos de lava porfiriticos de color gris claro. Figura 2. Columna estratigráfica compuesta del Volcán Nevado de Toluca. Datos tomados de diferentes autores y recopilados por Garcia- Palomo et al, (2002). ~ ¡r- \ '. . 1 : ~. . 1 ¡. \ ·~ ,. l- r..; .. t:<:! :z: ) '• ! ... _ ......... : ()') ad nidad r. Il. .) e11ósito escri ci n -3.3 ka ,K epósito e j i cl sti o iza l r fc claro n a entos r ón. . a l j e a desiti o cnango. .. Mi) > . . ...•. S .S , ;.~¡¡:~. ez oluca uperior. epósito e í a puesto or 'cuatr~1nÍe~bros int~rcalados n \ ,[( depósitos de ílujos piroclásticos oleadas. ·. · · ' •· ·.·· .· ·' · > > · ' H2.l a () l jo l co e ez, puesto e ri ntes í a i t l os n flujos. · -:; i l sti s l das, ez l ca i t les. F a o epósito íl jo e bloques izas, asivo, r ris, puesto lastos nsos G d o ez e osición acítica. I . ka 1-: I_ ¡· epósito o ez ol ca l l n r. l lon nte í a n !iradac1 m ersa ne o ez re v raL• entos auisto el ento v ado n r enósitos l a ni clastica. AH6.5k p ~ tl L epósito e j i clásti e l ues izas e l r ris. xist n cos ientos. F a ,i42 ka ~ óti os salto. li a, lita, arenisca) ntro a atriz urecida.de a DADI ®o epósito e l cha e bros, onolitológico, puesto e t s cíli s ntr e l nn'll nvif..;., flronnc.,1 Secuencia • ,.,o, cuencia e s e trit s, ares, ósitos i l s os ri ntes st Antigua ~ e r cen a encia t a el evado oluca. .... J 1.2-l.6 a epósito e s e a desíti s-dacíti os el evado oluca. - epósitos e s a rfirít s e l r ris l ro. .6±0.2 a - i ra . ol na tr ti r fi puesta el ol n evado l ca. atos o ados i t s t r s pil s r arcía- l o t l. ). El Volcán Nevado de Toluca también experimentó erupciones de tipo pliniano. Hasta la fecha se han logrado describir cuatro eventos de este tipo (Bloomfield y Valastro, 1974; Macias et al., 1997; Arce, 1999; Cervantes, 2001; Garcia-Palomo et al., 2002: Arce et al., 2003), sin descartar la posible existencia de más depósitos producidos por éste tipo de erupciones, pero que probablemente han quedado sepultados por depósitos más jóvenes. Figura 3. Fotografía en donde se muestra la relación entre flujos piroclásticos antiguos (en la base) sobreyacidos por coladas de lava. Sección 21. En orden cronológico se tienen los siguientes depósitos plinianos: Pómez Ocre con una edad de entre 36,000 y 37,000 años; Pómez Toluca Inferior de -24,500 años; Pómez Toluca Intermedia de -12,100 años A.P., y finalmente la Pómez Toluca Superior con una edad de 10,500 años. En general estos depósitos tienen una distribución preferencial hacia los flancos este, noreste y norte del volcán. Existe un depósito de flujo piroclástico de ceniza que atestigua el último signo de actividad del Volcán Nevado de Toluca. Este depósito aflora al noreste del volcán 9 a una distancia aproximada de 8 km del cráter y fechado en -3300 años A.P .• mediante fragmentos de carbón encontrados dentro del depósito (Macias et al.. 1997). Esta edad coloca al Nevado de Toluca como un volcán potencialmente activo, en estado de quietud, si se considera como un volcán extinto aquel que no ha tenido actividad durante los últimos 10 mil años (Szakács, 1994). Figura 4. Fotografía del interior del cráter del Volcán Nevado de Toluca. en donde se aprecian algunos remanentes de domos en la pared noroeste, así como el Lago del Sol. Nótese a la persona como escala. 1.2. Importancia del trabajo Las erupciones de tipo pliniano son eventos volcánicos sumamente explosivos y devastadores. En el registro histórico, este tipo de eventos están asociados generalmente a catástrofes humanas. basta recordar la famosa erupción del 10 Volcán Vesubio, Italia, en el año 79 D.C. (Sigurdsson et al., 1985). Los depósitos producidos por estos eventos pueden cubrir áreas muy extensas y producen trastornos ambientales importantes, como fue el caso del Volcán Tambora en Indonesia. Durante su erupción en 1815 perecieron más de 88,000 personas. Además sus cenizas provocaron oscuridad en toda Europa durante tres días y en 1816 provocaron el "año sin verano" en el hemisferio norte (Stothers, 1984). En nuestro país han ocurrido erupciones plinianas en tiempos históricos, como por ejemplo la del Volcán Chichón, Chiapas en 1982 en la que murieron alrededor de 2000 personas y un área de aproximadamente 45,000 km2 fue cubierta por 1 mm de ceniza, a distancias de 400 km del volcán en la Península de Yucatán (Carey y Sigurdsson, 1986). Asi mismo, el Volcán de Colima durante la erupción sub- pliniana de 1913 provocó daños en sus alrededores y depositó ceniza fina hasta la ciudad de Saltillo localizada 725 km al NE del volcán (Saucedo, 1997). A pesar de su distribución, los eventos del Chichón en 1982 y del Volcán de Colima en 1913, solamente arrojaron alrededor de 1 km3 de material en roca densa equivalente (ROE) cada uno. Estos volúmenes no se comparan con otros eventos plinianos que han ocurrido en tiempos más lejanos, como por ejemplo la erupción del Volcán Popocatépetl, ocurrida hace 14,000 años que emitió entre 5 y 10 km3 de material piroclástico (Siebe et al., 1996), o como la erupción PTS del Nevado de Toluca, ocurrida hace 10,500 años, la cual arrojó alrededor de 8 km3 de material en ROE (Arce et al., 2003) y motivo del presente trabajo. Una nueva erupción de magnitud similar a estas dos últimas, aunada a la ubicación de ciudades, pueblos e infraestructura diversa alrededor de estos volcanes, provocarla una catástrofe inimaginable, ya que se han identificado depósitos de estos volcanes en la Cuenca 11 de México, y en el caso del Nevado de Toluca, se han identificado depósitos en toda la Cuenca del Lerma (Macias et al., 1997; Caballero et al., 2001; Arce et al., 2003) con espesores de hasta 1.5 metros de material de caída. Resulta de gran importancia comprender el comportamiento y desarrollo de las erupciones plinianas, dados sus efectos desastrosos. En el caso particular del Nevado de Toluca, se suma la densa población que se encuentra en sus alrededores y la infraestructura presente en las ciudades de Toluca y México, lo cual hacen de este fenómeno, un tipo de evento muy riesgoso. Es por ello que en este trabajo además de comprender cuales fueron los efectos de la erupción, se plantea determinar los procesos que ocurrieron dentro de la cámara magmática del Nevado de Toluca antes de las erupciones del Pleistoceno tardio-Holoceno. 1.3. Planteamiento del problema Durante el Pleistoceno tardio-Holoceno, el Volcán Nevado de Toluca tuvo un periodo de actividad volcánica muy intensa, registrado por tres erupciones de gran magnitud, las cuales tuvieron lugar hace <13,000; 12,100 y 10,500 años, es decir, en un lapso relativamente corto de 2500 años. Estas tres erupciones ocurrieron después de un periodo de inactividad que duró 11 ,500 años a partir de la erupción anterior a este periodo, que ocurrió hace -24,500 años y produjo el depósito Pómez Toluca Inferior (Bloomfield y Valastro, 1974; Macias et al., 1997; García- Palomo et al., 2002). El depósito PTS fue originado por uno de los eventos plinianos de mayor magnitud del Volcán Nevado de Toluca y del centro de México durante los últimos 11,000 12 años (Fig. 5). Este depósito tiene además la particularidad de tener una composición química muy homogénea a diferencia de otros eventos plinianos desencadenados por la interacción de dos magmas de diferente composición. En el caso reciente de la erupción del Monte Pinatubo, Filipinas. en 1991. un magma dacítico albergado en la cámara magmática sufrió la intrusión de un magma basáltico. Su mezcla produjo una erupción pliniana que arrojó un volumen de magma de 6 km 3 (Koyaguchi y Tokuno, 1993; Pallister et al., 1996). 40 e o (.) 30 ~ E .a 25 Oi 20 ... 15~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~__. o 2 4 6 8 10 Volumen ROE (km') Figura 5. Comparación de volumen en roca densa equivalente (ROE) vs. altura de columna de varias erupciones plinianas que han ocurrido en México: 1) Tres Vírgenes (Capra et al., 1998); 2) Colima 1913 (Sauceda, 1997); 3) Pómez Quetzalapa (Rodríguez-Elizarrarás et al., 2000); 4) Pómez Tepic (Luhr. 2000); 5) A1-1982, Volcán Chichón (Sigurdsson y Carey, 1984); 6) Pómez .Jala (Gardner y Tait, 2000); 7) Pómez Toluca Superior (Arce et al., 2003). En el caso particular del depósito PTS llama la atención la homogeneidad química de sus productos juveniles. similares a los depósitos de la Pómez Blanca 13 1 TF.sr;:; f"'l{"\l\T 1 FALLA 1)1:!; vn1UEN Intermedia (PBI) y al depósito de flujo de bloques y cenizas denominado aqui de manera informal como BAF-13. Estos tres depósitos fueron formados en un lapso de tiempo de 2500 años y no existen rasgos de algún proceso de evolución magmática. Esto, aunado al volumen total cercano a los 1 O km 3 de magma de material arrojado durante estos tres eventos, representa un caso extraordinario de la actividad volcánica que tuvo el Nevado de Toluca. Si se considera que el volumen de material emitido durante una erupción, guarda una relación proporcional con el tamaño de la cámara magmática como se supone en varios modelos teóricos (i.e.: Bower y Woods, 1997; Scandone y Giacomelli, 2001 ), se puede concluir que un reservorio magmático de grandes dimensiones existía debajo del Nevado de Toluca. Este trabajo es la continuación de otro en el que se presentaron secciones estratigráficas a detalle, se establecieron las fases eruptivas del evento pliniano con base en la construcción de 270 secciones estratigráficas (Arce, 1999). Así mismo, se refinaron detalles de los parámetros fisicos de la erupción PTS, con base en nuevas observaciones de campo y con el empleo de diversas técnicas. 1.4. Objetivos y Metas En este trabajo se plantearon los siguientes objetivos principales: determinar las condiciones de presión, temperatura y contenido de agua a las que estuvo sujeto el magma de la PTS antes de la erupción cataclísmica. Determinar los mecanismos que dieron origen a la erupción y el desarrollo del evento a través del tiempo. -N \ 14 \ -.• r. , ~ .:. J Determinar los procesos que ocurrieron en la cámara magmática durante el período de 13,000 a 10,500 años, en cada evento eruptivo, hasta su culminación con la extrusión del domo central El Ombligo. En particular las metas principales de este estudio son: Determinar la composición qulmica de los productos juveniles de los tres últimos eventos eruptivos ocurridos en el Nevado de Toluca. Determinar las condiciones de presión (profundidad), temperatura y contenido de agua a las que estuvo sujeto el magma de la PTS y su evolución dentro del reservorio magmático. Establecer un diagrama de estabilidad de las principales fases minerales presentes en las muestras de la PTS. 15 CAPITULO 11. ESTRATIGRAFIA Y PARAMETROS FISICOS DE LA PTS 11.1. INTRODUCCIÓN Mooser (1967), describió en el Valle de México un depósito de caída constituido por tres capas, al cual definió como Pómez Tripartita y le asignó una edad de 11 ,600 años A.P .• sin saber la fuente de emisión de estos materiales. Bloomfield y Valastro (1974) y Bloomfield et al. (1977) correlacionaron posteriormente este depósito con el que denominaron Pómez Toluca Superior (PTS) en el Volcán Nevado de Toluca. La edad del depósito fue establecida en 11,600 años A.P., mediante el fechamiento de varios paleosuelos subyacentes (Bloomfield y Valastro, 1974; 1977). Un trabajo más detallado de la secuencia estratigráfica del depósito fue realizado por Arce (1999) y Arce et al. (2003), quienes además determinaron una edad de 10,500 años para el evento eruptivo. Esta determinación proviene de varios fechamientos de fragmentos de carbón colectados dentro del flujo piroclástico FO que se encuentra en la base de toda la secuencia de la PTS (Fig. 6; Tabla1) así como en horizontes ricos en fragmentos de carbón localizados debajo del depósito. En este capítulo se hace una breve reseña de la estratigrafía de la PTS y su relación con los otros dos depósitos que conforman el período eruptivo de hace <13,000 a 1 0,500 años del Volcán Nevado de Toluca. Además se hace una 16 ' 1\'\.7-:..;1 •~ ;.-,~-:.¡ .. "-~ "· J . t_ ?/.\J_,~· =- .. }-·~~-~-. -- ~~-~l:'-t~81'J reevaluación de los parámetros fisicos (altura de columna y tasa de emisión) y volumen de material emitido, utilizando la metodología propuesta por Carey et al. (1995). -~~·~ '' )~~.:- ·. ... ·. Figura 6. Fotografía detallada del flujo piroclástico basal (FO) de la secuencia Pómez Toluca Superior, de donde se colectaron fragmentos de carbón que arrojaron una edad de aproximadamente 10,500 años. También es posible notar las estructuras de impacto de los fragmentos del horizonte de caída PCO que penetran dentro del flujo piroclástico. Como escala nótese el bolígrafo que mide 13 cm. 11.2. METODOLOGIA En el trabajo de tesis de Maestría (Arce, 999) se estableció la secuencia estratigráfica de los distintos horizontes que conforman a la PTS. En este trabajo se retomó la nomenclatura y datos de campo utilizados en aquel trabajo, pero además se agregaron nuevas observaciones de campo que ayudaron a refinar la cronología de la erupción. 17 (;'M . - ! •: Tabla 1.- Edades C-14 oblenidas para el depósilo PTS, así como del depósito PBI, del Volcán Nevado de Toluca. Muestra No. de Edad Intervalo de Edad Calibrada± 1a (AP) Material fechado latitud Longitud Ref. Laboratorio Convencional N w ENCIMA DEPOSITO POMEZ TOLUCA SUPERIOR KBC-27 Tx-1606 8390±100 9524 (9467, 9450, 9431) 9281 Palaeosuelo encima del depósito UTP 19'08' 99'31' 1c KBC-44a TX-1667 8390±130 9529 (9467, 9450, 9431) 9157 Carbón 1a KBC-43 Tx-1665 8440±440 10146 (9473)8819 Suelo húmico rico en carbon diseminado 1a KSC-44 Tx-1666 8700±180 10146 (9677, 9667, 9662, 9646, 9629) 9528 Suelo húmico rico en carbon diseminado 1a COREO GX-16969 9395±255 11118 (10665, 10663, 10637, 10613, 10594, Horizonle limoso café oscuro-negro 2 10593, 10581) 10241 S CruzA· 1 442· A-9703 9950±180 11888(11328, 11323, 11297, 11272, 11261) Horizonte arcilloso húmico 445 11186 Cerrillo2 66-70 A-9931 8015±65 90121899518775 Horizonte arcillosa húmico DENTRO DEPOSITO POMEZ TOLUCA SUPERIOR NT9570·FB 9150±70 10400(10241)10222 Carbón dentro de flujo piroclástico FO (UTP) NT9570·A A-9173 10445±95 12798 (12599, 12501, 12356) 12122 Carbón dentro de flujo piroclástico FO 19'17'30" 99'21' (UTP) NT9570·CAR WW1876 12090±40 15076 (14096)13851 Carbón dentro de flujo piroclástico FO 19'17'30" 99'21' (UTP) DEBAJO DEPOSITO POMEZ TOLUCA SUPERIOR KBC-35 Tx-1655 9080±100 10360 (10222) 10186 Horizonte húmico, S~rra de Las Cruces 19'19'30" 99'18' 1c KSC·1 Tx-1517 9940±130 11631(11295,11285, 11259) 11200 Horizonte húmico, Sierra de Las Cruces 19'17' 99'19'' 1c CORES AA-13340 10528±74 12828112630, 12457, 12428) 12342 Horizonte con diatomeas 5 KBC-37 Tx-1657 10550±80 12841(12781,12749, 12637) 12349 Horizonte húmico , Sierra de Las Cruces 19'17'30" 99'21' 1c Lalsla2·3.16-3.19 A-9778 10820±365 13156112896) 12356 Carbón en sedimentos lacustres 6 KSC·24 Tx-1603 11050±130 13160(13017)12903 Paleosuelo con tragmenlos de carbón 19'09' 99'49' 1b SITE6 Beta-102339 11110±50 13162(13135)13002 Sedimenlos ricos en materia orgánica 19'21' 99'30' 4 r------ Cerrillo2 1.82-1.87 A·9923 11390±95 13752(13404)13166 Horizonte rico en material orgánica 6 l •".rj 1 KBC.23 Tx·1602 11470±90 13760(13444)13192 Horizonte rico en ~agmentos de carbón t9'08' 99'49' 1b d~ NT97161·C A-11162 11,595±180 13826(13490)13408 Paleosuelo rico en fragmentos de carbón 19'04' 99'39' 8 KBC38 Tx-1658 11630±100 13820 (13773, 13722, 13504) 13450 Arcilla húmica day, (S de Sierra de Las 19'04' 99'22' 1c 1 ~:~ .~:i Cruces) •·'" '.--J NT9538 A·11113 11830±342 14130(13828)13446 Horizonte rico en ~agmentos de carbón 6 1 _ _._: : ~--~ .-. KSC-22 Tx-1601 11850±220 14095(13832)13498 Horizonle rico en tragmentos de carbón 19'07' 99'50' 1b 1 ¡~-~ .. 1:; La lsla-1 2.65 A-9318 11890±215 14107(13840)13526 Carbón en sedimentos lacustres 19'32' 99'10' 6 l ~ KSC-21 Tx-1600 11950±100 14093 (14043, 13923, 13858) 13821 Horizonte rico en fragmentos de carbón 19'06' 99'50' 1b !~ NT97200 A·9781 12040±90 14124(14079)13838 Carbón dentro de PSI 7 •· NT97161·S A·11161 12120±85 15209 (14133) 14089 Carbón dentro de flujo piroclástico (FO) 19'04' 99'39' 8 'G. UTP ; t.•:_! NT97161·A A-11160 12195±103 15128 (14106) 13855 Carbón dentro de flujo piroclástico PTS 19'04' 99'39' ·~· .... ..:, NT96161 A-9472 12415±285 15443(14343)14106 Carbón dentro de PSI 19'04' 99'39' 12900±400 16034 (15530) 14373 Turba cerca de Tlapacoya SITE 8 Beta-94128 12060±60 15358 (14336) 14178 Horizonte arcillosa orgánico 19'09' 99'31' 4 COREO GX16965 12520±135 15452 (15120, 14702, 14393) 14290 Carbón dentro de 'ceniza negra inferio!' 2 CORES WAT-2487 12800±90 15637(15439)14518 Horizonte limosa café oscuro 2 Referencias: ºMooser, (1967) ~ Garcia·Bárcena, (1986), 1 ªBloomfield, (1973), 1 bBloomfield y Valastro, (1974), 1 'Bloomfield y Valastro, (1977), 2 Lozano-Garcia et al., (1993), Macias el al., (1997), 4 Newton and Metcalfe (1999), 5 Caballero-Miranda y Ortega-Guerrero (1998), 6 Caballero et al. (2001), 7 Garcla-Palomo el al. (2002), 8 Arce et al. (2003). Edades calibradas con base en CALIB (Stuiver y Reimer, 1993, versión 4.1) y datos de calibración según Stuiver et al. (1998). 18 El volumen de un depósito de caída refleja la magnitud de una erupción. Por ello su determinación es importante. Del volumen también dependerá el cálculo de otros parámetros físicos como la tasa de emisión y la altura de la columna. La metodología que se siguió para determinar las relaciones estratigráficas de los depósitos del Pleistoceno tardío-Holoceno y los parámetros físicos de la erupción PTS consistió en dos partes: Trabajo de campo: Durante el trabajo de campo se realizaron descripciones detalladas de cada una de las 270 secciones estratigráficas que se levantaron, en donde se midió el espesor de cada horizonte (ya sea de caída, de oleada o de flujo piroclástico), así mismo se midieron los cinco fragmentos líticos más grandes de cada horizonte de caída en cada uno de los afloramientos. Al mismo tiempo se realizó un muestreo de los principales constituyentes juveniles de cada depósito. Trabajo de gabinete: En gabinete se procesaron los datos de campo. Se determinó el área cubierta por los flujos piroclásticos y oleadas, también se estableció el área de influencia de cada horizonte de caída. Con los datos de espesor, se construyeron mapas de isopacas de cada horizonte de caída, los cuales posteriormente sirvieron para calcular el volumen de material. Específicamente, para estimar el volumen se empleó el método propuesto por Pyle (1989; 1995), Fierstein y Nathenson (1992) y las modificaciones de Carey et al. (1995). Estos últimos demostraron que cuando se grafica el espesor del depósito contra la raíz cuadrada del área de cada isopaca, los depósitos de caída plinianos forman dos pendientes distintas, una proximal y otra distal. Cuando se 19 Lh. ---· ·.·-"N j estudian depósitos antiguos sólo se preserva la pendiente proximal. Por ello estos autores establecieron que cuando la pendiente distal esté ausente, se puede tomar uno de los valores teóricos de la pendiente estimados por ellos para calcular el volumen de los depósitos ausentes, la cual varia entre 0.010 y 0.015. Con los datos de las dimensiones de los clastos, se construyeron mapas de isopletas de cada horizonte de caída utilizando el valor promedio de los cinco fragmentos medidos en cada sección. Estos mapas sirvieron posteriormente para calcular la altura de la columna eruptiva utilizando el modelo teórico de Carey y Sparks (1986) y para el cálculo de la tasa de emisión se empleó la metodología propuesta por Sparks (1986). 11.3. ESTRATIGRAFÍA DEL PLEISTOCENO TARDÍO-HOLOCENO La secuencia estratigráfica del Volcán Nevado de Toluca para el Pleistoceno tardío-Holoceno, consiste de tres depósitos producidos por erupciones diferentes que son el depósito de flujo de bloques y cenizas (BAF-13) de 13,000 años, A.P., la Pómez Blanca Intermedia (PBI) de 12,100 años A.P., y la Pómez Toluca Superior (PTS) de 10,500 años A.P. que se describen a continuación (Fig. 7): Depósito de flujo de bloques y cenizas (BAF-13) El depósito denominado informalmente como BAF-13 fue descrito por García- Palomo et al. (2002) como un depósito que consiste de la base a la cima de (sección representativa 264, Fig. 7): a) un depósito de oleada piroclástica de color 20 ....... -.-.- ;i·:· ,· ·-· _:_~·~1 Sección estratigráfica compuesta C) Secuencia piroclástica de depósitos de caída, flujo y oleada piroclastica de la PTS. La base de la secuencia está compuesta esencialmente por fragmentos de pómez gris, mientras que a la mitad y a la cima de la secuencia predomina la pómez blanca. La secuencia pirocléstlca está coronada por el domo dacftlco El Ombligo. Paleosuelo 11.595 anos B.P. 12,100-12,400 anos B.P. Secuencia piroclástica compuesta de horizontes de caída. flujo y oleada piroclástica. Los componentes juveniles son fragmentos de pómez gris. blanca, y bandeada. Las fracciones finas de los depósitos están enriquecidos en cristales de Calda plagioclasa, homblenda y biotita. s Secuencia piroclástica compuesto de depósitos de flujo y oleada pirolcásticos del BAF·13. Los constituyentes juveniles son fragmentos de pómez blanca, gris y bandeada. La biotita también está presente en la matriz como granos individuales, asi como en los fragmentos de pómez. ••-..,'----Paleosuelo 13,160 anos. A.P. Figura 7. Relación estratigráfica de los productos del Pleistoceno tardío-Holoceno del Nevado de Toluca, representados por los depósitos BAF-13, PSI y PTS. A) fotografía de la relación estratigráfica de los depósitos PBI y PTS a través de un contacto erosivo en la sección 161 ubicada a unos 15 km al sureste del volcán. Como escala, la pala mide 1 m. B) Fotografia de la relación estratigráfica de los depósitos BAF-13 y PTS en la sección 264 localizada a unos 13 km al este del volcán. Como escala, la persona mide 1.7 m. C) columna estratigráfica compuesta para el Pleistoceno tardío-Holoceno del Nevado de Toluca. S = oleada; FP = flujo piroclástico; PC =depósito de caída de la PTS. Las fechas fueron tomadas de Cervantes (2001 ), García-Palomo et al. (2002) y Arce et al. (2003 ). t"t"'T' ~:·~ .'"tf"'\j\_~ ,i_J:_~·· .. , ;\: 21 gris, laminar (10 cm de espesor) con lentes de pómez: b) un depósito de flujo piroclástico de bloques y cenizas, de color gris, masivo (3.5 m de espesor), compuesto de bloques de dacita gris claro y gris oscuro, fragmentos del tamaño de la grava de pómez dacitica bandeada, gris y blanca, en menor proporción bloques alterados de color rojo, inmersos en una matriz de arena gruesa; c) un depósito delgado de oleada piroclástica, irregular (5 cm de espesor), compuesto de arena gruesa a media; finalmente d) un depósito de flujo piroclástico masivo, de color rosado (2.5 m de espesor), compuesto de bloques de color gris claro y bloques alterados de color rojo, así como escasos fragmentos del tamaño de la grava de pómez en una matriz de arena media. La edad de este depósito no ha sido bien establecida. Solamente existen dos fechamientos de C-14, uno de los cuales pertenece a un paleosuelo tomado debajo del depósito que arrojó una edad de 13, 160 :t. 89 años A.P. (Garcia- Palomo et al., 2002). Otro fechamiento corresponde a una capa rica en materia orgánica localizada encima del depósito (en el Pozo Santa Cruz) el cual arrojó una edad mayor de 13,870 +445/-420 años A.P. (Caballero et al., 2001). Probablemente, la fecha obtenida debajo del depósito es la más representativa (13,160 :t. 89 años A.P.) y que la edad -700 años mayor obtenida encima del depósito, sea debido a una contaminación de la materia orgánica fechada, ya que el horizonte de donde se obtuvo la materia orgánica en el Pozo Santa Cruz, estaba influenciado por el nivel freático de la región. 22 '"rr'"'' ._.., ,-. "''f,T FALLA Vi'.: ,. -·· ..... BN Depósito Pómez Blanca Intermedia (PBI) Este depósito fue inicialmente denominado Flujo de Pómez Blanco por Macias et al. (1997), y renombrado después como Pómez Blanca Intermedia (PBI) por Cervantes (2001 ), ya que se encuentra entre los depósitos plinianos Pómez Toluca Superior y Pómez Toluca Inferior. Garcia-Palomo et al. (2002) y recientemente Arce et al. (2003), establecieron de manera muy clara la relación estratigráfica entre la PTS por encima de la PBI mediante un contacto erosivo (Fig. 7). Este depósito corresponde a una erupción pliniana-subpliniana la cual originó una secuencia constituida por cinco horizontes de caída intercalados con oleadas piroclásticas y por dos principales unidades de flujo piroclástico {Fig. 8). Los espesores máximos para los depósitos de caída en orden cronológico son de 23 cm, 97 cm, 55 cm, 8 cm y 17 cm, las oleadas presentan espesor variable de 40 cm, 30 cm y 5 cm, mientras que el espesor total de las dos unidades de flujo piroclástico llega a sumar hasta 20 m (Macias et al., 1997; Cervantes, 2001). La edad de este depósito, determinada mediante el fechamiento de fragmentos de carbón encontrados dentro de los flujos piroclásticos es de aproximadamente 12,100 años (Macias et al., 1997; Cervantes, 2001; Arce et al., 2003). Los productos juveniles del depósito PBI son fragmentos de pómez blanca, gris y bandeada, así como clastos densos de color gris y rojizo de dacita. Pómez Toluca Superior (PTS) El depósito PTS fue descrito por Bloomfield y Valastro (1974), Macias et al. (1997) Arce (1999) y Arce et al. (2003). En este último se define que la PTS está compuesta por cuatro horizontes de caída (PCO, PC1, PC2 y PC3), cuatro 23 horizontes de flujo piroclástico (FO, F1, F2 y F3), dos horizontes de oleada piroclástica (S1 y S2). Figura 8. Secuencia piroclástica del depósito PBI. Se puede observar la intercalación de depósitos de caída, de oleada y hacia la cima de flujo piroclástico. Como escala la pala mide 70 cm. A continuación se describen en orden cronológico los distintos horizontes que componen la secuencia PTS, algunos de los cuales se presentan en la figura 9: El depósito de flujo piroclástico FO, es de color gris, tiene un espesor variable desde 140 cm (en las depresiones) hasta pocos centímetros (4 cm) en los altos topográficos. Este depósito está constituido por material juvenil representado por pómez gris, pómez blanca, pómez bandeada y líticos densos de color gris y como material accidental líticos de color gris oscuro alterados hidrotermalmente, embebidos en una matriz de arena. En la parte superior de FO comúnmente se 24 observan huellas de impacto de fragmentos de pómez de la unidad de calda sobreyaciente PCO. Figura 9. Fotografía que muestra uno de los afloramientos más representativos de la secuencia piroclástica PTS, localizado aproximadamente a 7 km al este del volcán (Sección 75). Se puede observación una intercalación de depósitos de caída, de oleada y de flujos piroclásticos. Como escala la persona mide 1 .62 m. 25 El depósito de calda PCO varia en coloración de blanco a gris, tiene gradación normal, con un espesor máximo de 27 cm, constituida por material juvenil (pómez blanca, pómez gris, pómez bandeada y líticos densos de color gris). PCO está coronado por otro horizonte continuo, de 6 cm de espesor, compuesto de ceniza de caída de color beige. Este depósito de caída tiene una distribución preferencial hacia el norte-noreste. El depósito de caida PC1, es de color blanco a gris, con gradación inversa, tiene un espesor máximo de 180 cm, está constituido por pómez blanca, pómez gris, pómez bandeada y líticos densos de color gris, así como líticos accidentales de color gris oscuro y otros con alteración hidrotermal. Hacia la parte superior, PC1 se encuentra interrumpido por un depósito de oleada piroclástica (Fig. 10) y posteriormente culmina de manera abrupta (Arce et al., 2003). PC1 tiene una distribución preferencial hacia el noreste. El depósito de flujo piroclástico F1 (en las depresiones) cambia a un depósito de oleada piroclástica S1 (en altos topográficos). F1 tiene una distribución preferencial hacia el este y noreste del volcán, generalmente se presenta en cuatro unidades masivas de color rosa, con un espesor total de 8 m. El depósito S1 presenta una coloración rosada, con un espesor máximo de 1 m, en donde se desarrollan dunas, antidunas y estratificación cruzada,. Para S1 se identificaron tres capas 1) una capa de 5 cm de espesor promedio, rica en fragmentos de pómez, líticos densos del tamaño de la arena gruesa, y cristales inmersos en una matriz de limo; 2) una capa de 12 cm de espesor promedio, compuesto de fragmentos de pómez del tamaño de la grava inmersos en una matriz de limo; 3) 26 una capa de 5 cm de espesor, compuesto por fragmentos de pómez y líticos del tamaño de la arena gruesa y cristales inmersos en una matriz de arena fina. Figura 1 O. Fotografía que muestra parte de la secuencia piroclástica PTS, esencialmente la intercalación de depósitos de caída y oleadas piroclásticas. Como escala, la pala mide 70 cm. El depósito de caída PC2 es de color blanco, con un espesor máximo de 8 m, presenta una gradación asimétrica (inversa a normal), es decir con los fragmentos más grandes hacia la parte media del depósito. PC2 está dividido a la mitad por un depósito de oleada piroclástica de 15 cm de espesor máximo. Los constituyentes juveniles de PC2 son fragmentos de pómez blanca, en menor proporción pómez gris y bandeada y líticos densos de color gris claro. Esta unidad se puede discriminar de PC1 debido a su coloración blanca y además por la presencia de un nivel con una alta concentración de líticos alterados hidrotermalmente de color rojo ·--- -·------------., 27 i P,',' i' • l._E .:.-iLJ .. i hacia la cima del depósito (aproximadamente representa el 10% del espesor total). PC2 tiene una distribución preferencial hacia el noreste. El depósito de flujo piroclástico F2 (en las barrancas) y de oleada piroclástica 52 (en los altos topográficos), generalmente presenta una coloración rosada. F2 está distribuido en las pendientes este y norte del volcán, hasta distancias de 14 km respecto al cráter. Este depósito está constituido por una sola unidad de flujo, alcanza un espesor máximo de 2 m, se presenta masivo con una gran cantidad de fragmentos de pómez del tamaño de la grava, inmersos en una matriz de arena. Por otra parte, el depósito de oleada piroclástica 52 presenta un espesor máximo de 20 cm, generalmente es de color rosado a gris, constituido por fragmentos de pómez del tamaño de la arena gruesa, asi como fragmentos líticos densos juveniles y accidentales. Comúnmente 52 presenta laminaciones y en ocasiones estratificación cruzada. El depósito PC3, la última unidad de caída de toda la secuencia, generalmente presenta un color ocre, con un espesor máximo de 50 cm, presenta una gradación inversa y después normal (gradación asimétrica). Los constituyentes juveniles de PC3, son fragmentos de pómez blanca (que intemperiza a ocre), en menor proporción pómez bandeada y líticos de color gris claro, y líticos accidentales alterados hidrotermalmente. De manera particular, la base de PC3 contiene una gran cantidad de de líticos de color rojo (muy similar a la parte superior de PC2). La distribución preferencial de PC3 está dirigida hacia el norte. El depósito de flujo piroclástico F3, presenta una coloración rosada, con un espesor máximo de 7 m. F3 consiste de al menos dos unidades de flujo, 28 constituido por fragmentos subredondeados de pómez, líticos juveniles y accidentales del tamaño de la grava, inmersos en una matriz de arena. Los contactos de los diferentes depósitos piroclásticos de la PTS, son planos, y en ningún caso se observó algún depósito secundario (de retrabajo), lo cual puede indicar que la erupción ocurrió en un tiempo relativamente corto y de manera continua. A nivel general, la distribución de los constituyentes juveniles (pómez blanca, gris, bandeada, liticos densos) en la secuencia PTS, varia de horizonte a horizonte (Fig. 11) y se puede apreciar que los clastos juveniles densos, se encuentran en mayor proporción en la base de la secuencia (PCO y parte basal de PC1) así como en el depósito de flujo piroclástico FO (visible a nivel de afloramiento) para el cual no se realizó el análisis de componentes. Asimismo, se observa que los fragmentos de pómez gris y en menor grado pómez bandeada, están concentrados en la parte basal de la secuencia (FO y PCO). Asociado a la erupción se encuentra el domo central "El Ombligo" el cual se levanta 120 m por encima del cráter y marcó la terminación del evento eruptivo. Este domo central se encuentra expuesto dentro del cráter del Nevado de Toluca y divide el interior del cráter en dos pequeñas depresiones las cuales están ocupadas por los lagos de El Sol y el de La Luna. A pesar de no haber una relación de campo clara entre los depósitos piroclásticos de la PTS y el domo central, es muy probable de que el domo pertenezca al mismo evento eruptivo de la PTS. En primer lugar, la morfología del domo está muy bien preservada y no 29 1 rrr. · L~'fi'·i~0 u~ Cristales ~ ~ Líticos juveniles D Líticos accidentales Pómez bandeada - Pómez blanca Figura 11. Variación temporal de los componentes en los horizontes de caída de la secuencia PTS. wp = pómez blanca f 'fli'C:~"':"' ~LLA. U!; 30 parece haber sufrido actividad volcánica alguna; en segundo lugar, la composición quimica del domo es muy similar a los fragmentos juveniles de la PTS y en tercer lugar por la edad del domo determinada en 9100 +/- 500 años, mediante el método de 36CI (Arce et. Al., 2003). Esta fecha representa una edad minima y es muy cercana a la edad de la erupción PTS de 10,500 años. 11.4. PARÁMETROS FISICOS DE LA PTS El depósito PTS representa uno de los eventos plinianos más voluminosos que han ocurrido en el centro de México durante los últimos 11 ,000 años. Es solamente comparable con la erupción pliniana ocurrida hace 14,000 años A.P. en el Volcán Popocatépetl (Siebe et al., 1996; Siebe et al., 1997). El depósito PTS está expuesto ampliamente hacia el sector noreste del volcán en la Cuenca de Lerma, Sierra de las Cruces, así como en la zona arqueológica de Tlapacoya, localizada a 90 km del cráter del Nevado de Toluca, en la Cuenca de México (Fig. 12). Se han reportado datos del espesor de los depósitos de caída de la PTS en zonas distales, por ejemplo en las excavaciones de Tlapacoya se reportaron 30 cm de espesor (Mirambell, 1967; 1978; Liddicoat et al. 1979; Liddicoat et al. 1981; Lambert, 1986) y de 37 cm de espesor en la región de Tocuila (González, S. comunicación personal). Estos depósitos probablemente corresponden a los horizontes de caída PC1 y PC2, ya que estos horizontes presentan un espesor importante en zonas cercanas al volcán (PC2 = 8 m y PC1 = 2 m, a una distancia de 4 km del cráter) y ambos tienen un eje de dispersión hacia el noreste. 31 € N 99"00W 99%45W Y N Jocotitián 25 km 3950 m z e at no 2 o AO ' A A ? 1 e! | ' e Zona Arqueológica / Tlapacoya ! o! ? ? ? Esad z San Antonio DA 0 | £( 3680 m >" A Metepec” A o » "l, AE A A, ; y Lago a .3 m / ! a + Tenango 4 , PA ap ini iia 1 , ,? o a Al Lo nt. 0 “Tlalóo... . PRA il: al a: | eS Nevatta de Toluca ([. «Y A Tecna : $ m a o 4680.m CO CIN pe e 0 Figura 12. Mapa de la distribución de los depósitos de caída de la PTS. Las isopacas corresponden al espesor total de los horizontes de caida PC1 y PC2). r;-¡ 1:> 1 IL_. -¡ l .~ .. ,. '·_:; ,. .. ~:. ' t:; :-:;.~ ~ ( ) I• ~ ~ ~ g¿; J w 11> º45' ~ cotitl 50 º00' 25km i ra . apa i ib i pósitos í a S. so as e en l esor t l ri t s í a 1 2). Volumen El volumen del depósito PTS fue estimado por primera vez por Bloomfield et al. (1977), quienes consideraron un área de 2000 km2 cubierta por el depósito (incluyendo material redepositado) y estimaron un volumen total de 2.3 km3 y un volumen en ROE de 1.54 km 3 . Con base en la nueva secuencia estratigráfica descrita en la sección 11.3, se determinaron volúmenes para cada horizonte de caída, utilizando el método de Pyle (1989; 1995) y dio como resultado un volumen mlnimo de 5. 14 km3 que es igual a 2.05 km3 en ROE (Arce, 1999). Este método consiste en graficar la ralz cuadrada del área versus el espesor de cada isopaca (Fig. 13) en donde los datos se ajustan ya sea a una o a dos rectas, una correspondiente a la parte distal y la otra a la proximal del depósito de caída. 100 .------------------,1000 r------------------. PCO -.. .. . .. . PC2 E ~ 10 .... • • 100 • ! 10 y= 604.07 o"'""'· y = 14.556 e..,._... A c 1&......-----------------' 1'------------------1 o 5 10 15 o 5 10 15 20 25 1000 100.-------------------. PC1 PC3 ···--•.. -.. 100 E . - s 10 !s ! 10 y = 30.688 e"'™''"~ B D 1 o .._ ___ 5---,-0---,5---2-0 ___ 2_,s 1 0~--~--....,..,o,...----1s ___ 2_0 __ __,2s A"" (km) A''' (km) Figura 13. Gráficas de raíz cuadrada del área vs. el espesor de cada isopaca, para los horizontes de caída de la PTS. 33 A continuación se desglosa detalladamente este método utilizando como ejemplo uno de los depósitos de caída de la PTS (PC2). De acuerdo a Pyle (1989; 1995), una vez que se han graficado los datos del espesor y la raíz cuadrada de cada isopaca, el volumen del depósito de calda se puede obtener de la siguiente manera: V= 13.0BTo bt2 en donde To = espesor máximo extrapolado; bt = distancia correspondiente a la mitad del espesor máximo extrapolado. De la ecuación de la pendiente de la gráfica en la figura 13C, se obtiene: y= 604.07e-o.11s1x en donde To = 604.07 cm; la pendiente de la recta (k) es 0.1161, bt se puede determinar de la siguiente manera: de la ecuación anterior hacemos que y sea la mitad del espesor máximo extrapolado (To) entonces se obtiene y= 6040-o.11s1x 302 = 604e-o.1161x In (302/604) = -0.1161x 0.693/0.1161 =x X= 5.9 = bt por lo tanto el volumen de PC2 es: V = 13.08 • (0.00604 km) • (5.9)2 V= 2.7 km3 l 'f'li''!T•~ r:.~...-r f.!:,,~. l)¡;, '-'~••'-'.t;N --· --- - --- - 34 Se realizaron las mismas operaciones con los demás horizontes de caída (PCO, PC1 y PC3) de lo cual resultó un volumen total de 5.14 km 3 (2.05 km3 en ROE, considerando una densidad promedio del material piroclástico juvenil de 1000 kg/m3 ). Sin embargo, los datos que se obtuvieron en campo del espesor y el área de cada isopaca, despliegan solamente la pendiente proximal (Fig. 13A-D). Por ello se utilizó la pendiente distal teórica establecida por Carey et al. (1995) la cual oscila entre 0.01 y 0.015, para estimar un volumen más representativo. En este caso se utilizó la ecuación propuesta por Fierstein y Nathenson (1992) la cual involucra a las dos pendientes, como se detalla a continación: V= 2To k' + 2Tol(k1 • AiP 112 + 1 kl' )-(k • AiP 112 + 1 k' )Jcxp(- k • AiP'") en donde To = espesor máximo extrapolado; k = pendiente proximal; k1 = pendiente distal; AiP = intersección de las dos pendientes la cual se puede calcular de la relación AiP!To = 0.12. Los datos fueron los mismos que se utilizaron en el método de Pyle (1989; 1995), To= 604; k = 0.116; k1 = 0.012 (un promedio de los valores propuestos por Carey et al., 1995), AiP1 /2 = 19.27. Sustituyendo en la ecuación de Fierstein y Nathenson (1992), se obtuvo el volumen de material del depósito de caída (en este caso se utilizó como ejemplo el mismo horizonte de calda de la PTS): 35 V =2( 0.00604 4 1162 )+2(0.00604{( 0.012• 19.27 +1 h.0122 )-(0.116•19.27 +)-¡;. 1162 )] cxp(- 0.116 • 19.27) Volumen de PC2 13km3 Se realizaron las mismas operaciones con los otros horizontes de caída de la PTS (PCO, PC1 y PC3) resultó un volumen total de los cuatro horizontes de caída de 18 km 3 • Para la determinación del volumen en roca densa equivalente (ROE) se consideró una densidad de la pómez de 1 000 kg/m3 y una densidad de 2500 kg/m3 para un magma dacítico. del cual resultó un volumen de 7 .2 km3 en ROE y una masa de 1.8 x 1013 kg para los depósitos de caída. La masa se obtuvo empleando la siguiente fórmula: en donde m = masa, V = volumen y ó = densidad. En este caso se consideró una densidad del material piroclástico de 1000 kg/m 3 , dado que el material juvenil del depósito incluye pómez blanca, gris y bandeada, asi como líticos densos, que juntos promedian aproximadamente dicha densidad. Sustituyendo la ecuación anterior, m = (18 x 109 m 3 ) * (1000 kglm3 ) = 1.8 x 1013 kg Para calcular el volumen en Roca Densa Equivalente (ROE) se empleó: ROE= m/81 36 -~ .- en donde m =masa (en este caso= 1.8 x 1013 kg), o1 =densidad de un magma dacitico ( en este caso = 2500 kg/m3 ). Por lo tanto: RDE = (1.8 x 1013kg)/2500 kg/m3 = 7.2 km3 Mientras que para los depósitos de flujo y oleada piroclásticos se calculó un volumen de 0.75 km3 (Arce, 1999) considerando un espesor promedio de 10 m dentro de las barrancas y un área cubierta de 75 km2 • En consecuencia, sumando el volumen de 7.2 km3 de los depósitos de calda con el volumen de 0.75 km3 de los depósitos de flujo y oleada piroclástica, resulta un volumen total 7.95 km3 de magma arrojado por la erupción de la PTS. De acuerdo con el espesor que tienen los depósitos de la PTS y su amplia distribución, este volumen concuerda con el de otros depósitos con características similares (Tabla 2). Tabla 2. Ejemplo de algunas erupciones plinianas que depositaron grandes volúmenes de material. Erupción Plnatubo Cebo ruco Vesublo Sta. Maria Qulzapu Huaynaputlna 1991 1000 a AP 79A.D. 1902 1932 1&00 o.e. Vol. magma 6km3 4 km3 4km 8.6 km3 4 km3 8.8 km Composición Da cita- Riodacita- Fonolita- Dacita- basalto Dacita- Da cita basalto dacita fonotefrita basalto Altura de columna y tasa eruptiva Bloomfield et al. (1977) estimaron la altura de la columna eruptiva de la PTS en 42 km, considerándolo como un único depósito. En este trabajo se estimó la altura de f ry;p .~· rr·· 37 f fI~~·-.l~:_¡~-l t.;¿ la columna eruptiva para cada uno de los horizontes de caída. utilizando el modelo teórico propuesto por Carey y Sparks (1986). el cual está basado en la caída de clastos desde una columna de erupción en la que la dispersión del tamat'io de clasto máximo está influenciada por la altura de la columna y de la fuerza del viento. En este caso se utilizó el mapa de isopletas de fragmentos líticos de cada horizonte de calda (Fig. 14), con lo cual se obtuvo el valor de "intervalo en dirección del viento" y de "intervalo perpendicular al viento" que fue utilizado para estimar la altura de columna y velocidad del viento en la gráfica de la figura 15A. "'!:. .. ., ~-n •kt "'" ll"º"""-~. :1 -, ,- ~ . •. PCO PC2 7 .- ~t-~~"""'='~~~~--~~~-:;_~-~~~~~.-..,,-.-._-,-.,-~.-,--~....:P~C-1~tt-~~~~,.-.~ .. ---.~ .•• ~~~~~--,-,.-~-,.-,-~....,.-~....:P~C~3--' !!? 6 8 .. c ... 1 ..... .-.. 11 18 99•4s·w 99ª40W 99~.iow Figura 14. Mapa de isopletas de fragmentos líticos para los horizontes de caída de la PTS. Los contornos están en cm. Para el horizonte de calda PC2 se indican los intervalos en dirección (IDV) y perpendicular (IPV) al viento, los cuales se usaron para estimar la altura de la columna de erupción. 38 La altura de columna resultante para cada horizonte fue: PCO = 25 km; PC1 = 39 km; PC2 = 42-39 km; y para PC3 = 28 km. La columna de erupción está estructurada en tres partes principales (Sparks, 1986), una parte basal de empuje, una intermedia de flotación y una superior de expansión o neutral. La altura total de la columna de erupción está influenciada fuertemente por la tasa de emisión, estratificación de la atmósfera y el contenido de volátiles en el magma. Varios autores han propuesto una fórmula de regresión entre la tasa de emisión y la altura de la columna. Sparks y Wilson (1982), Sparks (1986) y Carey y Bursik (2000) proponen: H1 = 1 .670°·259 en donde H1 es la altura máxima de la columna, O es la tasa de emisión y 1.67 es una constante relacionada a la estratificación de la atmósfera. Empleando esta relación se estimó la tasa de emisión para cada columna de erupción (Fig. 150). La tasa de emisión osciló entre 5 x 107 kg/s y 5 x108 kg/s con una tasa "pico" en la parte media de PC2. Comparado con otras erupciones prehistóricas y modernas que han ocurrido en México, la PTS es una de las más grandes erupciones que se hayan reportado (Fig. 5). Si se asume la densidad de un magma de composición dacítica en 2500 kg/m3 y suponiendo una descarga continua de masa, es posible estimar el tiempo mínimo de la duración de la erupción. De modo que si se considera una masa de 3.25 x 'T':?r--:-·0 ,...,A1'T 1. FALLFt !J~ -·~J.,xEN 39 + A 1 6.4 cm diametro 20....-~~---.l.--~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~-.==============n ~ ~- 'Chichón 1982 2500 kg/m' L:J.. 2 Sta. Marra 1902 X 3 Unidad B, Chichón D •colima, 1913 • Pómez Toluca Superior 5 10 15 20 Intervalo en direccion del viento (km) 10• 10· 10" Tasa de emisión (kg/s} 10· 25 40 B) 30 E ~ 20 ~ ~ :::> ~ 10 o A) Figura 15.A} Intervalo en dirección del viento vs. intervalo perpendicular al viento para la estimación de la altura de columna eruptiva y velocidad del viento según Carey y Sparks (1986). En este caso para un ciaste de 6.4 cm de diámetro con una densidad de 2500kg/m3. Los resultados de PCO. PC1, PC2 y PC3 se comparan con otros ejemplos. Referencias: 'Carey y Sigurdsson (1986a); 2 Williams y Self (1983); 'Macias et al. (en prensa); •saucedo (1997). B) Altura de columna en relación a la tasa de emisión para los distintos horizontes de la PTS de acuerdo a Sparks (1986). Las diferentes lineas representan distintas temperaturas, para la PTS se tomó la de 800ºC, ya que es muy cercana a la temperatura estimada en el capítulo 111. 40 1011 kg y una tasa de emisión de 5 x 107 kg/s, PCO pudo haber durado aproximadamente 1.8 horas; PC1 alrededor de 4 horas (con una masa de 4.25 x 1012 kg y una tasa de 3 x 108 kg/s); PC2 sería la de mayor duración cercana a las 7 horas (con una masa de 1.3 x 1013 kg y una tasa de emisión de 5 x 108 kg/s); finalmente PC3 duró probablemente 2.5 horas (masa de 7.5 x 1011 kg y tasa de emisión de 8 x 107 kg/s). Sumando el tiempo de duración de estas cuatro columnas plinianas, se obtiene un tiempo mínimo de 15 horas de duración para la erupción de la PTS. Obviamente no se está considerando el tiempo de cada evento interpliniano (formación de flujos y oleadas piroclásticas) ya que es difícil cuantificarlo. 11.5. LA PTS COMO MARCADOR ESTRATIGRÁFICO Debido a su amplia distribución y a la rapidez con que ocurren los depósitos de caída, las erupciones plinianas en el tiempo geológico son excelentes gulas de correlación. Tal es el caso del depósito PTS, el cual ha sido utilizado en estudios de estratigrafía volcánica como un Indice para la correlación (Cantagrel et al., 1981; Macias et al., 1997; Siebe et al., 1999; González et al., 2001) asl como en estudios paleoambientales (Mooser, 1967; 1969; Lozano-García et al., 1993; Lozano-García y Ortega-Guerrero, 1994; Caballero-Miranda y Ortega-Guerrero, 1998; Ortega-Guerrero y Newton, 1998; Metcalfe et al., 1991; Newton y Metcalfe, 1999; Caballero-Miranda et al., 2001) tanto en la Cuenca de Lerma como en la Cuenca de México (Fig. 16). f 'T'1?0,T!".' rlf"\i\T L!ALLi~ Ub '.JH.L...l-EN 41 L u n d yÍ S Ll , E A 9d y ET va | Zona Proximal Zona Media (10-30 km) Zona Distal (> 40 km) (0-10 km) Cuenca de Lerma Cuenca de Mexico AAA n : NA ] : o ] "Seccion Seccion Seccion Seccion “seccion “Seccion 07 La Isa Aolzin site 6 CoreB CoreD Tee PrsY E == Ll 1. ú e la E m7 0 > 4 O PTS ASE VAL os dc] PTS ETC Fl, ar [Es E PBI -345 yr B.P. PRE adds alo mr d. BI? Po, po 13870 +44/ 113200 +245)- EN eros A O 420 yr BP. 18P ae Lower Almoloya] - | + Tephra (LAT) [|] BAF aris 12060 +60yrB.P. [PJ]. g 114507 14295 45340 +150 yr B.P. |. tag BAF rosado Removido : 57 sar T77]Flujo de bloques Horizonte E eos [_ ]Seóimentos Lacustres Sd Pómez Toluca Superior yce nizas c n diatomeas Figura 16. Correlación de secciones estratigráficas localizadas en zonas proximales, medias y distales. Datos tomados de *Arce et al. (2003); 'Caballero-Miranda et al. (2001); “Newton y Metcalfe (1999); "Ortega-Guerrero y Newton (1998). a Abreviaciones: BAF = depósito de flujo de bloques y cenizas; PBI = Pómez Blanca Intermedia; PTS = Pómez Toluca Ñ Superior; TC = Ceniza Tres Cruces; UAT = Upper Almoloya Tephra. I~ F t-' >-3 :;¡:.. tz::I e~ ~· ,/). e ") '"' .) r:: .... e;.. ... t::I :z: ~ l'V o 2 3 na r xi al ) na edia - 0 ) uenca r a ---1 1 1s . 2 eccion ecc1on eccion La Isla 11 Xilotzin Site 8 1 1 1 \\ \..... 1 1 \ \1 1 vrRP:- -- '\ 1 1 11 º1 PBI /1 1~345 yr B.P. I"~~': 1 ~ ,·8'~/r.~h, - -- na istal( ) enca exico 3 ci n 3 cci n Core B Core D ' 1 . 1 141 PTS ;¡ L.J 1 1 ! b V a ~ ~ :~ n :i~ ' ...... J W"""~' 13200 +2451·2 '' CówérAi~oloya -420yr8.P. yrB.P. F gris 12Jif±h~~y~~~~) . f;:~:: BAF 95 \q.p..6., ·:T{t::' .. "'"'\I\ 17,45 14430 6 " .. . , ' Removido R Depósitos D Sedimentos custres G~1d ez Toluca uperior Q Flujo ~e bloques LJ de calda II:'.3 LJ y cenizas º Horizonte con diatomeas i ra . o rel ci n ci es tr ti r fi s o l z s as i ales, edias i t l s. atos o ados • r e t l. 03); 1 ba l i da t l. 1 ); 2 wton etcalfe 9); 30 te uerrero ewton 98). breviaci nes: F d ósito j l es ni as; BI ez l ca edia; S ez l ca uperior; ni a r s r ces; T per Al oloya hr . Edad del depósito Bloomfield y Valastro (1974, 1977) definieron la edad del depósito PTS en 11,600 años, establecida mediante fechamientos de 14C de fragmentos de carbón muestreados en paleosuelos subyacientes al depósito (Tabla 1 ). Estos paleosuelos arrojaron una edad promedio de 11 ,580 ± 1 00 (Bloomfield y Va lastro, 1974). Bloomfield (1973) y Bloomfield y Valastro (1974) determinaron edades de material orgánico colectado entre la PTS y el Basalto Tenango en 8390 ± 130; 8440 ± 440; 8700 ± 180; 8390 ± 1 00 años, las cuales representan edades mínimas de la PTS. Recientemente se reportaron edades de las partes superiores de paleosuelos localizados debajo de la PTS entre 11 ,595 ± 180 y 11,830 ± 342 años (Tabla 1 ), muy similares a la edad de -11,600 años de Bloomfield y Valastro (1974), pero éstas representan edades máximas para el evento eruptivo. Asimismo se reportaron edades de fragmentos de carbón muestreados dentro de uno de los flujos piroclásticos de la PTS (FO) los cuales arrojaron edades de 12,090 ± 40, 10,445 ± 95 y 9150 ± 70 años (Arce et al., 2003). De estos tres fechamientos, se ha planteado que la edad correcta es la de 10,445 ± 95 (Arce et al., 2003). En primer lugar por que se tiene registrado un evento volcánico en el Nevado de Toluca en -12,100 años y depositó la secuencia PBI, rico en fragmentos de carbón. Por lo tanto la edad de 12,090 ± 40 obtenida dentro de la PTS puede corresponder a un fragmento de mandara retomado del depósito PBI. En segundo lugar, se determinó una edad mínima para el domo El Ombligo de -9100 años, por lo tanto la fecha de 9150 ± 70 años obtenida dentro del depósito PTS podría TEST~ ("'f"'T\T FALLA UJ:l~ ~---u.EN 43 corresponder a un fragmento de carbón contaminado. En tercer lugar, en varios trabajos (Caballero-Miranda y Ortega Guerrero, 1998; Bloomfield y Valastro, 1977; Caballero et al., 2001) se han reportado edades muy parecidas a 10,500 años (10,528 ± 74; 10,550 ± 80; 10,820 ± 365 años), las cuales corresponden a horizontes ricos en materia orgánica colectados inmediatamente debajo del depósito PTS. Por lo tanto, es más factible que la edad de la PTS sea -10,500 años. De esta forma, la erupción de la PTS ocurrió aproximadamente 1000 años después de lo que habían reportado Bloomfield y Valastro (1974). De modo que los eventos que habían sido correlacionados con este depósito están desfasados por esta misma cantidad de años y deberían ser reevaluados. 44 CAPITULO 111. CONDICIONES PRE-ERUPTIVAS Y EVOLUCIÓN DE LA POMEZ TOLUCA SUPERIOR 111.1. INTRODUCCIÓN Como se mencionó en las secciones anteriores, el Nevado de Toluca registró un periodo de intensa actividad volcánica explosiva entre 13,000 y 10,500 años A.P. En este capítulo se presentan resultados de los distintos análisis que se llevaron a cabo en los fragmentos juveniles colectados de los tres depósitos originados por las erupciones que ocurrieron en este período de tiempo y que produjeron las secuencias piroclásticas (PTS, PBI y BAF-13). Así mismo se presentan los primeros resultados de experimentos hidrotermales que se llevaron a cabo con una muestra natural de un fragmento de pómez blanca del depósito PTS. A pesar de los numerosos estudios volcanológicos que se han llevado a cabo sobre el Nevado de Toluca, hasta la fecha no se ha realizado ningún estudio sobre las condiciones pre-eruptivas de sus eventos volcánicos, de modo que estos resultados son los primeros de esta clase que se han obtenido del depósito PTS y del Volcán Nevado de Toluca. Dada la magnitud de la erupción que produjo a la PTS y las características de su depósito, así como las de las otras dos erupciones asociadas (BAF-13 y PBI), resulta de gran importancia determinar los procesos magmáticos que se llevaron a cabo antes y durante el evento eruptivo de la PTS. En este capitulo se pretenden establecer las condiciones de presión, temperatura y contenido de agua a las que estuvo sujeto el magma durante estos tres eventos 45 volcánicos del Pleistoceno tardfo-Holoceno en el Volcán Nevado de Toluca (Fig. 7). Con este fin se realizó un intenso trabajo de campo, en donde se describieron detalladamente 270 secciones estratigráficas, con lo cual fue posible determinar la relación estratigráfica directa entre los tres depósitos (PTS, PBI y BAF-13), especialmente en las secciones 161 y 264 localizadas al sureste y al noreste del volcán respectivamente. 111.2. METODOLOGIA En primer lugar, se llevó a cabo un muestreo de los constituyentes juveniles de los tres depósitos (PTS, PBI y BAF-13), como pómez blanca, bandeada y gris y solamente en el depósito PTS se encontraron líticos juveniles de los cuales se muestrearon algunos. Además se tomaron muestras del domo central El Ombligo. Las muestras fueron utilizadas par llevar a cabo diversos análisis de laboratorio como: 1) Análisis químicos de roca total de ocho muestras colectadas de los tres depósitos (Tabla 3), sumados a 15 análisis previamente reportados (Macias et al., 1997; Cervantes, 2001; Arce et al., 2003). Todos los análisis fueron realizados en los laboratorios ACTLABS de Ontario, Ganada por medio del Espectrómetro de Emisión Optica de Plasma Acoplado Inductivamente (ICP-OES). 2) Análisis petrográfico y mlcrosonda electrónica de muestras de los tres depósitos, el cual se llevó a cabo en la Universidad de Alaska, Fairbanks, con el fin de determinar las propiedades químicas y mineralógicas de las rocas de estos depósitos. 3) Experimentos hidrotermales en el laboratorio de Petrología Experimental de la Universidad de Alaska Fairbanks, utilizando diferentes condiciones de presión y 46 temperatura, empleando una muestra natural de la PTS, con el fin de reproducir las condiciones de P y T del magma. 4) Análisis de las relaciones isotópicas de 4 ºArt39Ar, para determinar la edad de cristales de biotita del depósito PBI, se realizaron en el Laboratorio de Geocronologfa de la Universidad de Alaska, Fairbanks. 111.3. PETROLOGÍA DE MUESTRAS NATURALES Las rocas de los depósitos PTS, PBI y BAF-13 tienen composiciones químicas de roca total muy similares. Todas las rocas analizadas caen dentro del campo de la dacita (Figura 17A). El contenido de silice para el depósito BAF-13 varía de 64.5- 65.3 wt%, para las rocas del depósito PBI la variación es de 64.9 a 65.6 Si02 wt%, y para la PTS las rocas varían de 63.3 a 65.7 Si02 wt% (Tabla 3). Los otros elementos mayores también presentan poca variación, para los tres depósitos el Ti02 varía de 0.58 a 0.65 % en peso; el CaO varía de 3.9 a 4.3 % en peso; mientras que el Na2 0 varía de 4.21 a 4.59 °/o en peso; el Fe2 0 3 tiene una variación de 3.78 a 4.26 º/o en peso; y finalmente par el Al2 0 3 la variación es de 15.88 a 16.43 °/o en peso (Fig. 17), el K 2 0 muestra un comportamiento sin variación, y el MgO despliega una dispersión de los datos (Fig. 18, B-H). Análisis Modal Técnica de Laboratorio El análisis modal se realizó en 9 muestras representativas de los tres depósitos, para el BAF-13 se analizaron dos muestras colectadas en el flujo piroclástico, una 47 Tabla 3. Composición química de roca total de muestras de los depósitos PTS, PBI, BAF-13 y PTI Unidad PTS muestra 3 9596 3 185-AP 3 185-BP 3 185-CP 3185-DP 3 9575 61es-g 0 285-g 39570-fbp 3 58Llll 3 9570-lbl 3 185-A.J ·domo e.b e.b e.b pb pb l:iE. "e. l:iE. lj lj 1/ Roca total SI02 64.28 83.27 63.41 63.59 64.19 64.08 63.32 63.92 64.26 65.7 65.46 64.41 Tl02 0.6 0.63 0.62 0.61 0.6 0.62 0.65 0.62 0.61 0.63 0.63 0.63 Al203 16.08 16.37 16.15 15.99 16.43 16.34 16.21 16.15 18.21 16.07 16.49 15.92 Fe203* 4.16 4 4 3.9 3.99 4.34 3.99 3.87 3.95 4.11 4.26 4.08 MnO 0.08 0.06 0.06 0.06 0.06 0.08 0.06 0.06 0.08 0.07 0.07 0.06 MgO 1.73 1.7 1.71 1.67 1.68 1.7 1.83 1.76 1.63 1.73 1.67 1.83 Ca O 4.21 4.13 4.21 4.18 4.19 4.22 4.3 4.16 4.12 4.15 4.1 4.19 Na20 4.46 4.31 4.35 4.43 4.39 4.38 4.59 4.51 4.43 4.32 4.61 4.43 K20 1.86 1.89 1.88 1.87 1.95 1.86 1.97 2.06 1.98 2.75 2.11 2.05 P205 0.2 0.18 0.18 0.18 0.17 0.16 0.24 0.2 0.17 0.17 0.18 0.18 LOI 0.96 2.78 2.9 2.73 2.6 2.35 1.73 1.55 1.62 1.73 1.24 2 Total 98.6 99.33 99.48 99.22 100.26 100.13 98.89 98.84 99.05 100.59 100.81 99.77 Unidad PTS PBI BAF-13 PTI muestra 3185-BJ 0 29Aw 02sc9 1 9545 1 9511 229-A 229-C 0 2649-f 6 2649-s 6264w-f 6264w-s """29s62 lj pb l:iE. e.b e!!. e.b l:iE. E.e. e.e e!!. e!!. e2,nie: Roca total Si02 64.67 64.93 65.06 63.99 65.67 64.85 64.4 65.35 64.59 65.06 64.78 55.26 Tl02 0.59 0.64 0.64 0.58 0.59 0.64 0.65 0.62 0.61 0.61 0.63 0.66 Al203 15.88 16.4 16.32 15.99 15.95 16.68 16.66 16.21 16.04 18.19 16.12 18.52 Fe203* 3.79 3.9 3.9 4.19 3.78 3.96 4.18 3.99 4.1 3.86 4.01 4.96 MnO 0.06 0.06 0.06 0.07 0.06 0.07 0.07 0.07 0.07 0.07 0.07 0.09 MgO 1.64 1.76 1.75 1.85 1.51 1.75 1.82 1.82 1.89 1.79 1.92 1.95 Ca O 4.05 4.22 4.17 4.37 3.9 4.18 4.33 4.12 4.09 4.17 4.11 4.25 Na20 4.49 4.34 4.36 4.22 4.21 4.35 4.47 4.54 4.29 4.29 4.23 3.17 K20 1.96 1.89 2.05 1.93 2.12 1.975 2.11 2.05 2.1 2.1 2.05 1.25 P205 0.21 0.19 0.19 0.14 0.13 0.17 0.18 0.17 0.17 0.17 0.17 0.19 LOI 1.48 1.77 1.38 2.27 2.6 1.22 1.68 1.55 2.19 8.22 Total 98.82 100.09 99.88 99.60 100.53 98.63 98.87 100.15 99.82 99.87 100.26 98.57 Datos tomados de: 'Macias et al. (1997); •Cervantes (2001 ); 3 Arce et al. (2003), y ºeste estudio. Todos los análisis se llevaron a cabo en Activation Laboratories, Ontario Canada, por medio de la técnica ICP-OES. Fe2 0 3 • como Fe total. Abreviaciones, pb = pómez blanca; pg = pómez gris; lj = lltico juvenil. 48 PTI : + Domo 2.00 us BAF-13-w o PTS-3 " 0 BAR713-5 a. PBl-g O PTS-w : a MO 10 E E AAA 1-95 4 A . P Trequidacita_.. | Rlolita >: 1904 z eb Tragqui- a . : . a E andésita ¿BA z ll 05 + o 2 = 1.80. Ss a ES Z Cara A - 21:70 ) mn? A - . 500 CI E - ::4,50 0.68 59 Cao TIO, 4.35] . > 0.66 a aso | , a : “ 4.35] 0.64 . . : : 4.30 4 0.62 -4.25 l o o o "4.20 4 . 0.60 ; . : ET e B 3 0.58 ) 4,10 - 3-75 - 4.50 4,70. -. Na,O A Fe,O, 4404 4,65 4.60 - a . 4.30 . o A 1420]. * 4.50 , : 4.45 “10 | . 4.40 . A . 2 2.00 | 3.35. A . O : o 4.30 - oO 3.90 . . 3:28 20-3,80 2 . KO ¿17,00 m7 : ¿716.90 4 ALO, +. 1680] * 2.50 | an 16.70 | . a 2.0 7 16.60 . a 230 16,50 . o q39 y u 16.40 | a A 2107 ... . a 16,30 | . . ». 2.00 . e. o 153 e 16.20 | CD m0: e a 16,10 . m7 16.00 mo . . ; 60.0 o . 05.0 63.5 sio, 66.5 65.0 65.5 sio, 66.0 66.5 Figura 17. A) Diagrama de clasificación para las rocas y vidrio de los depósitos BAF- 13, PBl y PTS, de acuerdo a Le Bas et al. (1986). El área blanca representa la composición de todas las rocas del Nevado de Toluca. B-H) Diagramas binarios (SiO, vs elementos mayores de las mismas rocas. El área gris encierra a las muestras de pómez blanca de la PTS. Todos los datos están en condiciones anhidridas. TESIS “00 YT (37 | FALLA DUÉ vo aa EN 49 ci 6 PBl-w ~ ~;~: 10 ~-;:::;~::::;::::;==r::::;::•::;=~P:BTl·=g';:=¡:::::;¡=¡O:::;:P=T~S-:::;::w:::¡ Da cita Andesita Al 0 _ 8 ~----º-º ____ 6 _ 5 _s_1_0~.<'-"'-""-lo... 7 _ 0 ____ 7 _ 5 ~ . 6. . 4 . 2 . DI . . A A . A CJ i .a CJ rn ~================~ . 0 4.65 . 4.55 . 0 . 5 . 0 4. 5 . 0. Cl .. ~- A • A CJ a.aO CJ ~:M :!:================: 2.70 K,O 2.60 . 0 2.40 2.30. 2.20 2.10 . 0 1.90 r¡¡ CJ 1.00 ... 0=> _________________ _, C.5.0 5 5 (1.0 6b.5 2.00 ~------------------., . 5 CJ MgO 1.90 • 1.65 A CJ 1.0 1.75 1.70 1.65 +=ª'-------------------! 4.50 ~------------------ .... a O 4.45 . . 0 4.25 CJ .. .20 CJ 4.15 . 0 CJ Gl 3.60 .¡_ __________________ _, ;1"._.00 T""------,,=-------------.... 16.90 ~ .60 16.70 . 1~60 •A .50 .40 .30 16.20 .10 Hl + CJ . . l,O. CJ 16.()() ,_ _________________ __, 65.ll ú5.5 SiO, c~6.o 66.5 i ura 7. ) i r a e l if i n ra s as i rio e s pósitos F- 3, BI TS, e erdo e as t l. 86). l r a l ca r senta posición e as s as el evado e oluca. - ) i r as i ari s i02 s l entos ayores e s i as as. l r a ris cie ra s uestras e ez l ca e TS. dos s tos t n n dici nes hídridas. ' Nd~~._s_·~-~-~-~-~_ ... _:_.._._._E_N de pómez blanca (264-wp-f) y otra de pómez gris (264-gp-f); para el depósito PBI se analizaron dos muestras, una de pómez blanca (PBl-2A) y otra de pómez gris (PBl-29b); y para la PTS se analizaron tres muestras, una de pómez gris (PCOg), otra de pómez blanca (PC2b), y otra del domo El Ombligo (9596) (Tabla 4). Los minerales observados fueron fenocristales de plagioclasa, ortopiroxeno, hornblenda, óxidos de Fe-Ti, biotita, así como vidrio y vesículas. Para este análisis se utilizó un microscopio petrográfico OL YMPUS-BX60 y un contador de puntos SWIFT MODELO-F. Para cada muestra se contó un mínimo de 700 puntos hasta un máximo de 1 ,500 puntos. Resultados La asociación mineralógica de los tres depósitos también es muy parecida (Tabla 4) y está constituida por orden de abundancia de º/o en volumen de cristales por plagioclasa > ortopiroxeno > hornblenda >> óxidos de Fe y Ti + biotita y raramente apatito como inclusiones en los ortopiroxenos, dentro de una matriz vítrea y microlitica. Se lograron reconocer dos grupos de fenocristales. El primero corresponde a cristales de <1mm de diámetro (Fig. 18) y el segundo corresponde a cristales de 1-2.3 mm de diámetro (Fig. 19). Las rocas de la PTS, presentan diversos porcentajes de cristales que corresponden con los distintos tipos de pómez, por ejemplo en la pómez blanca los cristales representan un 11 º/o, en la pómez gris 25 % y finalmente en la muestra del domo El Ombligo representan un 51 º/o. Esta última presenta una 50 ;_ ..... matriz rica en microlitos y pobre en vidrio (Fig. 18A, Tabla 4). En estas rocas, la plagioclasa representa un 8°/o en la pómez blanca, 20 °/o en la pómez gris y hasta Tabla 4. Datos del análisis modal de muestras de pómez de los depósitos PTS, PBI y BAF-13, asi como del domo central El Ombligo del Volcán Nevado de Toluca. No. Unidad Muestra Material Puntos Plg Opx Hb Bt Ox Cum Mtx Ves PTS PC2b pb 926 8.21 1.8 1.1 o 0.22 0.11 43.2 45.36 PTS PCOg pg 1046 19.5 2.64 2.23 0.48 0.57 o 65.01 9.56 Domo 9596 lava 1000 41.8 3.7 2.3 0.6 1.6 0.5 46.2 3.3 PBI PBl-2A pb 1545 9.77 2.19 1.18 0.26 0.32 0.19 59.55 26.54 PBI PBl-2B pg 1000 12.7 2.5 1.6 0.2 0.3 0.1 52.1 30.5 BAF-13 264-wpf pb 1125 10.76 3.72 3.12 0.09 o 0.27 54.13 27.91 BAF-13 264-gpf pg 843 8.78 2.8 1.36 2.49 o 1.19 43.3 40.09 Se tomaron en cuenta fenocristales (> 0.03 mm), vesiculas y matriz (vidrio + microlitos). Abreviaciones. pb = pómez blanca; pg = pómez gris; Plg = piagioclasa, Opx = ortopiroxeno, Hb = hornblenda. Bt = biotita. Ox =óxidos de Fe-Ti. Cum =cúmulos de oox+hb+ola. Mtx =matriz. Ves 42 º/o en el Ombligo; el ortopiroxeno varía de 2 º/o en la pómez blanca, 3º/o en la pómez gris y 4 °/o en el domo; la hornblenda varía de 1. 1 º/o en la pómez blanca, 2.23 o/o en la gris y 2.3% en el domo. La biotita es escasa y en la pómez blanca no se contó ningún cristal (lo cual no significa que no esté presente), en la pómez gris representa un 0.5 º/o y en el domo ocupa el 0.6 º/o en volumen. Las rocas del depósito PBI, presentan menos diferencias en el grado de cristalinidad. Para la pómez blanca, el contenido de fenocristales es de 14% (cercanamente similar a la pómez blanca de la PTS) y para la pómez gris de 18 o/o (Tabla 4). También la pómez del depósito BAF-13 muestra variaciones en el grado de cristalinidad, por ejemplo para la pómez blanca tiene 18 o/o de fenocristales y la pómez gris presenta un 17 o/o (Tabla 4). 51 Figura 18. Microfotografias de fenocristales pequeños (1 mm de diámetro) que se encuentran en las rocas de los tres depósitos (PTS, PBl y BAF-13) en donde se llevó a cabo el analisis modal. Se pueden observar las fases minerales principales (Plg = plagioclasas; Opx = ortopiroxeno; Hb = hornblenda; Ox = óxidos de Fe-Ti) que conforman alas rocas de los tres depósitos (BAF-13, PBl y PTS). 52 TESTO Sn Linda FALLA bm o. EN ~.·· '···· -.,.-'· ·.@_¡ . 1 ... ~ ~ . i ura 8. icrofotografías e ocristales ueños m e i etro) e cuentran n s as e s s pósitos S, BI F-13) n nde le ó bo l álisis odal. e den servar s s inerales ri i ales lg l i cl sas; px r i eno; b r blenda; x i s e e-Ti) e f r an las as e s s pósitos F-13, BI TS). 2 Figura 19. Microfotografías de fenocristales de grandes dimensiones (1-2 mm de diámetro) que se encuentran en las muestras de los depósitos PTS, PBI y BAF-13 generalmente con rasgos de desequilibrio (Plg = plagioclasas; Opx = ortopiroxeno; Hb = hornblenda). 53 1 TES18 f"f'\M __!f\LLA !'!'-. __ '::'·_,,G~_N _. Los fenocristales de plagioclasa presentan esencialmente formas euhedrales, con dimensiones de hasta 2 mm, aunque algunos cristales se encuentran rotos o con textura de reabsorción y en menor grado con textura tipo "tamiz" (Fig. 19E-F). Los fenocristales de ortopiroxeno están presentes como fenocristales de grandes dimensiones (1-2.3 mm) con golfos de corrosión y bordes reabsorbidos (Fig. 19A). También se presentan como fenocristales euhedrales de menores dimensiones (Fig. 1 BA-B); La hornblenda se presenta en fenocristales pequeños con formas euhedrales (Fig. 18C-E), pero algunas veces muestra zonas de disolución internas en fenocristales grandes (Fig. 19C-D). Los fenocristales de biotita resaltan de inmediato en la sección delgada, lo cual se debe a sus grandes dimensiones (hasta 2.3 mm) y por las coronas de reacción muy marcadas (Fig. 20A-B). Estas coronas de reacción se presentan de distintas maneras. En estados avanzados de reacción de la biotita con la matriz. Se observa que las coronas están formadas por fases minerales (principalmente hornblenda y ortopiroxeno) que se formaron a partir de la biotita (Fig. 20C-E). En algunos casos la biotita casi ha desaparecido y solamente se pueden reconocer cúmulos de estos nuevos cristales (Fig. 20F). En conclusión, los fenocristales de grandes dimensiones (1-2.3 mm) que se muestran en las figuras 19 y 20, muestran rasgos de inestabilidad muy claras. Por otro lado, los fenocristales de dimensiones inferiores(< 1 mm) tienden a presentar rasgos de estabilidad, ya que presentan formas euhedrales (Fig. 18). 111.4. ANÁLISIS DE MICROSONDA Técnica de Laboratorio El análisis químico de todas las fases minerales y del vidrio se llevó a cabo en la 54 Dz AD es de biotita presentes en las rocas de los Figura 20. Microfotografías de tos xenocristal depósitos BAF-13, PBI y PTS. Nótese el crecimiento de nuevas fases minerales en los bordes de reacción de la biotita, en distintos grados de evolución, hasta llegar a formar cúmulos de cristales como en D). DOTA Mar 55 [FALLA Dr c.oauióN oo·mof -~~-~~~·¡ >. -----..:.."·":·· • ....C::-- .' "<; --,-· .• i ura 0. icrofotografías e l s nocristal s e i tit r entes n s as e s pósitos F-13, BI TS. ótese l i iento e evas s i erales n s r es e cción e i tita, n i ti t s r os e olución, sta le ar ar ulos e ri t l s o n ). 5 -_ ............ ¡tN Universidad de Alaska, Fairbanks, con una microsonda electrónica CAMECA modelo SX-50 con cuatro espectrómetros. Las muestras que se analizaron fueron secciones pulidas (PC2A PC1b, PC3, PCOg y 9596) del depósito PTS; y las muestras (PBl-29b y PBl-2A) del depósito PBI. Lamentablemente no fue posible hacer este tipo de análisis con las muestras del depósito BAF-13. Para los minerales se utilizó un rayo enfocado, con un acelerador de voltaje de 15 keV, y una corriente de rayo de 15 nA, mientras que para el vidrio las condiciones fueron con un rayo desenfocado de 10 µm, un acelerador de voltaje de 15 keV y una corriente de rayo de 1 O nA. Resultados En promedio, el vidrio de la PTS tiene una composición riolitica. En la pómez blanca (PC3, PC1 b y PC2A) el contenido de Si02 varia de 72.33 a 73.04 % en peso; en la pómez gris (PCOg) promedia 72.94 % en peso y en el domo El Ombligo (9596) promedia 76.57 % en peso (Fig. 21. Tabla 5). Mientras que la composición promedio del vidrio de la pómez blanca del depósito PBI es de 70.88 wtº/o Si02. Se debe tener en mente que a pesar de estas variaciones en la composición del vidrio, la composición de la roca total no varia de manera importante. 56 Tabla 5. Datos representativos de la composición quimica del vidrio de las rocas de los depósitos PTS y PBI. Unidad muestra Vidrio de la matriz Si02 Ti02 Al203 FeOt ·MnO. MgO;<· Ca O Na20 K20 Total n PC3 pb PC1b pb 72.14 73.04 0.26 0.22· 14.40. "ji;c .\14.50::. 2.01·.···· ··,.1.89 . . o 04 .... . ~·i· 0.02 ··o'.4oVi , >0;34 .·. •2.03 1.95 4.76 5.05 2.76 2.77 98.80 99.80 7 2 PTS *PC2A pb 72.33 0~24 14.74 2.13 0.04' 0.45· 2.13 5.00 2.69 99.76 6 PCOg P8 72.94 0.18 12.83 1.27 0.04 .J. 0.27 1~ 17 4.40 3.30 96.42 6 Domo lava 76.57 0.25 11.36 1.51 0.04 0.31 0.53 3.15 4.48 98.21 8 PBI PBl-2A pb 70.88 0.21 14.25 2.09 nd 0.39 1.93 4.17 2.71 96.64 5 Estos datos representan valores promedio de n = número de mediciones. *Esta muestra se usó como material inicial en los experimentos hidrotermales. pb = pómez blanca; pg = pómez gris; nd, no determinado. general, en los fenocristales grandes se analizaron tres puntos, en el centro del cristal (core), en el borde (rim) y entre el centro y el borde (lnter), mientras que para los fenocristales pequeños (< 1 mm) solamente se analizó un punto, generalmente en el centro. Los análisis químicos que se obtuvieron con la microsonda demuestran que la composición química de esta fase mineral en las rocas de los depósitos PBI y PTS presenta poca variación (Fig. 22; Tabla 6). En la muestra de pómez blanca de la PTS se analizaron varios cristales de plagioclasa (Tabla 6), las cuales presentan una composición que va de An39 en el centro, An47 en el ínter, a An44.5 2 en el borde. La composición de la plagioclasa en TFST;; rtf'Y~- 57 FALL?~ .! • .1:.:. . _ ·~_,iN 5.5 ~~ o <> ,;<. o 4.5 o o • PCOg 3.5 .. PC1b • PC2 ·~ PC3 Domo 2.5 ~ Na~O 14.5 13.5 12.5 11.5 XX X 10.5 X X X xo o o X X Al,O, Xx X 5.5 ~--------------------. Ca O 4.5 3.5 <> <> X <> X <> X X o X K,O X X X 2.5 '-------------------~ 72 74 76 SiOz 78 80 2 o <> <> o X x X X X X o.._-~-~~~~~~~~~~~~~~~--' 72 74 76 SiO, 78 80 Figura 21. Diagramas binarios de Si02 vs elementos mayores del vidrio analizado en las rocas de la PTS. Es notorio que la pómez blanca (PC1, PC2 y PC3) ocupa un campo muy restringido. los fenocristales < 1 mm de diámetro es de An39-48 • En la muestra de pómez gris de la PTS, la plagioclasa varia de An44-48 en el núcleo, An40 en el ínter, a An31 •52 en el borde. Mientras que la muestra del domo central la composición varia de An31 •35 en el núcleo a An 3 o.50 en el borde. Los fenocristales pequenos varían de An33 a An45. Estos datos concuerdan perfectamente con aquellos reportados por Siebe et al. (1999). 58 Or PCOg Oligoctasa Andosin> 0:23 !:~~ " 1::' ~;~:l~~~~·~·g:~~:. 6.85 •·7.54· .. , :·:o.39 7 .63 . 7 .24 :. ·:·. ,;:0.36 7.63 7.24. · .. ··:• 0 .. 36 8.96 6.31 ' '·0:30 6.52 7.54 . 0.40 8.44 6.57 0.33 8.94 6.13 0.31 8.57 6.50 0.26 9.16 6.18 0.24 9.96 6.65 0.23 10.00 5.78 0.20 10.09 5.95 0.17 9.62 5.57 0.35 10.74 5.39 0.25 9.23 5.93 0.23 9.08 6.22 0.29 8.08 6.70 0.34 10.02 5. 76 0.22 8.15 6.70 0.29 9.88 5.82 0.27 10.80 5.31 0.19 9.08 6.17 0.23 9.96 5.96 0.23 9.69 6.07 0.23 9.89 5.86 0.22 10.48 5.69 0.23 10.13 5.94 0.25 10.44 5.40 0.26 9.35 6.20 0.28 Total 100.60 100.10 100.22 99.86 100.61 100.45 100.37 100.79 100.59 99.97 100.12 100.31 ·100.38 100.59 101.54 101.54 101.79 99.76 101.13 99.18 100.95 99.22 101.86 99.08 99.56 101.17 100.66 101.73 100.85 101.61 99.15 100.81 100.89 100.84 100.39 101.46 101.76 99.89 99.88 100.69 101.25 99.59 Ab 67.40 52.60 62.90 61.00 52.50 65.80 49.00 60.20 59.70 55.10 51.70 63.30 59.70 65.10 61.90 61.90 55.10 66.10 57.40 54.40 57.00 54.20 54.00 50.50 51.10 50.10 46.90 53.00 54.40 58.80 50.30 58.80 50.80 46.60 54.40 51.30 52.40 51.10 48.90 50.80 47.60 53.70 An 29.80 46.20 35.00 36.80 45.80 31.30 50.00 37.90 38.50 43.50 46.40 34.70 39.10 32.70 36.00 36.00 43.20 31.60 40.70 43.80 41.50 44.40 44.70 48.30 47.90 47.80 51.70 45.60 43.90 39.20 48.40 39.50 47.70 52.30 44.30 47.40 46.30 47.60 49.80 47.80 50.90 44.70 Or 2.80 1.20 2.10 2.20 1.70 2.90 1.00 1.90 1.80 1.40 1.90 2.00 1.20 2.20 2.00 2.00 1.70 2.30 1.90 1.80 1.50 1.40 1.20 1.10 1.00 2.10 1.40 1.40 1.70 2.00 1.30 1.70 1.50 1.10 1.30 1.30 1.30 1.30 1.30 1.40 1.50 1.60 60 Tabla 6. Contlnuclón muestra Si02 Muestras PBI e 56.27 Me 56.91 r 56.03 e 56.51 cr 56.31 PBl29 56.23 e 58.58 er 57.65 57.02 e 55.40 er 55.07 56.33 Me 57.12 e 54.53 Me 55.72 56.62 e 57.01 Me 57.18 PBl2 r 56.11 e 56.65. r 56.97 e 54.59 cr 55.59 r 56.52 A1203 27.86 Feo• cao Na20 K.20 0.26: 9.38 • 6.06 0.26 0.21 .Q.26 .. :9.28. '9.59 5.93. ·S.93 0.23 0.28 ··. 0.26 ·0.20 ·.··,·~:'; Total Ab An Or 100.09 53.10 45.40 1.50 100.33 52.90 ··45.ao 1.30 ·100.33 sús ··46.45 1.65 '100.41i· .. 51:00.·· :·4.7.45 "1.50 100.04 •. 52~30/ '46.60· 1.15 ".-\; 100.3_?•· so.as:·· 47.75 . 1.40 100.65 ·SB.40:- ··39:7s • 1.80 56:05. ·42.35 1.60 53.25 45.45 1.25 48~15 50.90 0.95 48~20 50.85 1.00 52.35 46.33 1.33 54.70 43.70 1.60 48.10 50.80 1.10 51.40 47.10 1.40 53.80 44.90 1.30 53.90 44.35 1.75 53.30 45.40 1.30 51.50 47.13 1.47 53.90 44.70 1.40 54.55 43.90 1.45 46.30 52.60 1.05 47.40 51.25 1.30 53.75 44.78 1.40 "Fe total como FeO; e= núcleo; r = bo;dei c~r = .lnter; y Me= fenocristal <1 mm. Ortopiroxeno El ortopiroxeno, representa en orden de abundancia la segunda fase mineral en las muestras de los depósitos PBI y PTS (desde 10 hasta 16º/o del total de los 61 fenocristales). Los análisis con la microsonda se realizaron en el centro y en el borde de los cristales, sin embargo, no se registraron variaciones en la composición (Tabla 7, Fig. 23). En la muestra de pómez blanca de la PTS la composición del ortopiroxeno es de Enss.59, en la pómez gris es de Ens7, y en la muestra del domo la composición promedio es de Ensa. Estos resultados concuerdan con los datos reportados por Siebe et al. (1999). En la muestra de pómez blanca del depósito PBI la composición promedio es de Ens7 y en la pómez gris de Ensa (Fig. 23). Tabla 7. Datos seleccionados de la composición química del ortopiroxeno de muestras de los depósitos PTS y PBI. Unidad PTS PBI Muestra Domo PCOg PC1b PC2A PC3 PBl-29b PBl-2A pg pb pb pb pg pb 5102 52.27 48.83 48.99 50.44 50.67 51.91 51.83 TI02 0.13 0.20 0.10 0.29 0.20 0.17 0.06 Al203 0.73 1.11 0.96 1.18 1.20 0.92 0.96 Feo 24.17 26.05 26.33 26.18 24.78 24.29 24.28 MnO 0.65 0.60 0.62 0.58 0.58 0.67 0.59 MgO 20.65 20.72 20.34 20.55 21.77 20.02 20.09 Ca O 0.74 0.87 1.06 1.05 1.10 0.79 0.75 Na20 0.01 0.02 0.02 0.10 0.07 0.00 0.00 K20 0.01 0.01 0.03 0.02 0.04 0.02 0.04 Total 99.37 98.41 98.45 100.39 100.40 98.81 98.61 wo. 1.52 1.72 2.10 2.11 2.16 1.63 1.55 EN 58.81 57.09 56.14 56.56 59.07 57.88 58.10 FS 39.68 41.19 41.76 41.33 38.76 40.49 40.35 n 10 5 5 7 7 12 2 Todos los valores son promedio de n número de mediciones; pg = pómez gris; pb = pómez blanca. 62 10..:.' o En Enstatita V y .· · En statha ~-.: __ ./ ____ .__. -·~.: .. · Enstatita Enstatita /'- --~nstatlta Ferroslllta •• Enstatita Ferrosilib 20 60 BO Wo V V V ~omo \ Ferrosilita PC3 PC2A Ferrosili1a PC1b Ferrosilita ~COg . PBI 100 Fs Figura 23. Diagrama de clasificación para los cristales de ortopiroxeno, analizados en las rocas de los depósitos PBI y PTS de acuerdo a Morimoto (1989). Todos los datos caen dentro del campo de la Enstantita. Hornblenda Los fenocristales de hornblenda, ocupan el tercer lugar en abundancia en las muestras (hasta 4% del total). De igual forma, se analizó la parte central y el borde del cristal y solamente se registró una variación minima de la composición química del cristal (Fig. 24, Tabla 8). Los datos químicos se graficaron en el diagrama de Tsi vs. Mg/(Mg+Fe2 ), para su clasificación siguiendo la terminología de Hawthorne (1983). La hornblenda de la muestra PCOg de la PTS cae principalmente dentro ("("~·" 1 .L 1 ~; '-'niu·EN j 63 del campo Pargasita-Hornblenda, para PC1b, existen dos campos muy cercanos el de la Edenita-Hornblenda y el de la Pargasita-Hornblenda, la muestra PC2A, cae dentro de la Pargasita-Hornblenda, y finalmente para el domo El Ombligo las hornblendas se restringen al campo de la Edenita-Hornblenda (Fig. 24); la hornblenda en las rocas del depósito PSI cae en el campo de la Edenita- Hornblenda (Fig. 24). Los resultados que se obtuvieron de los análisis de la hornblenda en las rocas de la PTS, concuerdan con los datos reportados por Siebe et al. (1999). '· PC1b' ? !J' f. i 1 1 ___ l ; Hhl ·-· ; HDI HDI ~ ---~----~----··-· ~--~t-' : p- i-·--·------- ' .. Hbl' P-.V.,.I• 7.0 ... 80 Ts; ............ 5.5 PC2A . 5.5 5.5 i ~ I!• Hbl ¡ Hnl ·~- '·!-,. ~··. .. ··-·-·- -""'.,i-· • Pw o.s· - s~o- TSi i r ! Figura 24. Diagrama de TSi vs Mg/(Mg+Fe2) para la clasificación de los anfíboles analizados en las rocas de los depósitos PSI y PTS de acuerdo a Hawthorne (1981). 64 Tabla 8. Datos seleccionados de la composición qulmlca del anflbol en muestras de los deoósitos PTS V PBI. Unidad PTS PBI muestra Domo PCOg PC1b PC2A PC3 PBl-298 Lava pg pb pb pb pg Si02 45.10 43.81 43.17 43.07 43.21 44.35 TI02 1.62 Al203 9.98 Feo 15.44 Cr203 0.00 MnO 0.30' MgO 12.56 cae :10.29 Na20 1.81:·-- K20 0.45'' Total 97.56 n 12 1.98 2.14 10.06 10.39 16.41 14.45 0.00 0.04 0.29 0.23 ,13.18 13.17 10.63 10.47 2.01 1.88 0.43 0.40 98.19 97.51 -10 5 1.84 1.97 : 2.09 1003 1015 :~<-; 1012 ·~~t,i~~~)~~~Jl~~~~,.· 98.34 97.60 -':' 97.58 7 1s - - - _,·'a·-:--- Todos los valores son el promedio de n número de analisls; pg = pómez gris; pb = oómez blanca. Óxidos de Fe-Ti PBl-2A pb 44.40 1.78 10.64 14.26 0.06 0.21 12.66 10.93 1.90 0.50 97.34 3 Cuando se habla de "minerales de óxidos" generalmente se refiere a minerales opacos del sistema FeO-Fe203 -Ti02, en este caso ilmenita y titanomagnetita. Cada una forma parte de una solución sólida que han sido denominadas como "serie romboédrica" (ilmenita-hematita) y "serie de la espinela" (ulvoespinela- magnetita) respectivamente. Los cristales de óxidos de Fe-Ti, se encuentran en todas las muestras de los depósitos PTS y PBI. En algunos casos estos cristales se encuentran como inclusiones y como parte de los bordes de reacción en fenocristales de hornblenda 65 y piroxeno. En otros casos se encuentran de manera independiente dispersos en la matriz, algunos presentan rasgos de disolución y otros se presentan estables (con formas euhedrales). En este trabajo solamente se analizaron aquellos óxidos que se encontraban en equilibrio con la matriz, es decir, aquellos que representaban las condiciones últimas del magma antes de la erupción. La fórmula general para la titanomagnetita es AB2 04, en donde el sitio A es ocupado por hierro ferroso (Fe2•) y el sitio B es ocupado por hierro ferroso y titanio (Fe2•,Ti4 •). mientras que la ilmenita tiene la siguiente fórmula general A 2 0 3 , en donde el sitio A es ocupado por Fe3 •, Al3 + y mezclas de Fe2 •, Ti4 •, Mn2 •, Mg2 •, y zn2 •• Con base en los análisis quimicos que se realizaron con la microsonda, se determinó que el óxido de Fe-Ti predominante es la ilmenita, mientras que la titanomagnetita se encuentra en proporciones muy bajas. La fracción molar de la ilmenita varia de X'11m = 0.83 a 0.89 y de la titanomagnetita de X'usp = 0.27 a 0.48 (Tabla 9), calculadas utilizando la reformulación mineral de Stormer (1983). 111.5. GEOTERMOMETRÍA Un geotermómetro se puede definir como una serie de reacciones químicas (en este caso entre cristales y fundido) que se pueden usar para calcular o estimar la temperatura de un magma. Uno de los métodos más usados, desde hace mucho tiempo, para estimar las condiciones de temperatura y el estado de oxidación del magma (fugacidad del oxigeno) a las cuales cristalizó una roca ignea, es la determinación de las composiciones químicas de las soluciones sólidas co- 66 Tabla 9. Datos de la composición qulmica de los minerales de óxido de Fe-Ti de muestras de los deoósitos PTS v PBI. FeOt Ti02 Al203 MgO MnO Cr203 NiO Sum Fe203 Feo 102 T•c XIL Xusp Mueatraa PTS PC3 llm1 49.64 43.89 0.24 2.29 0.45 PC3 llm2 49.04 44.14 0.27 2.31 0.33 0.03 0.11 o.os 0.09 0.11 0.13 0.13' 0.09 96.63 16.35 0.16 96.36 15.33 0.14 96.21 14.84 0.00 97.11 15.96 34.93 -11.84 852 0.83 35.24 -12.04 845 0.84 PC3 llm3 49.01 44.32 0.21 2.23 0.22 35.66 -12.16 841 0.84 PC11 llm4 49.89 44.33 0.23 2.26 0.30 35.53 -11.95 832 0.83 PC11 llm5 49.46 45.03 0.24 2.35 0.31 0.00 97.50 14.97 35.99 -12.16 841 0.84 PC2A PCOg PC1b Domo Domo Domo Domo Domo Domo Domo Domo Domo llm6 llm7 Usp1 llmB llm9 llm10 llm11 llm12 llm13 llm14 llm15 llm16 50.01 50.19 79.82 44.57 44.86 10.17 0.27 _0.24 2.70 2.34 ·2.os 1.29. 0.30 0~44 '' 0.21 • 0.76 0.04 ·o.os 0.09 97.66 97.96 95.04 16.01 15.50 46.00 35.61 36.24 38.43 -11.95 -12.08 849 839 50.03 44.Ge", 0.24 ';~:1.06' ·,..,·0:32 ·r·o:os 0.02 96.47 13.41 37.97 · -11.1 940 j¡~ 1:1:1:~~:2:8·-~_,;-.·-.-~---· •. _•_l~_:.:_¡~··~~º·••.-.•-•_': __ :_·_:._~_·-~_:::_:_:_•.•- __ ::_:_·_•_:_··.!~·-·_i.·.•_·.-.1~1--4_¡~--·_;··.~-•:·.i_~_: .•••.• _•_.~,•·.-•.•_•_:_.:_;_·_: •• -.·.·-• •.·.!~--~.:_._~4:3 __ ;251··.·.-.~.- .•. -.·.~.·-·_i_.· .. _'. • '._•_:_••_:l~::.~ºoe~~6·· H! ~E :ª ;:~~:,;füg El :::~: . . . ~:~~ =~:~: ~~:;~2:~~~2,i,f:~~¡.::::. =~~ 49.14 4s.sa' ~.2s :~'.~'.'..~:1.~_:.~/;.0:29 _. ,· o.oa o.oo 96.46 . -,,~·ss:?-.}--3a:73':~·:;;::-~-.,.;~72 :: - e12 Domo Usp2 74.28 14.39; ': 3.~7 . ;-~( ~~7!'.J .. <·'. ~-~~-3 j~· : 0.22. 0.07 · 93.16 ·:~ 33.35 :::.,~/42:47·~ ·:.~ ... ~~:: ~:~ ~~:~: ~::~· .·. ~::~ :<; ~::!t·~:.'. ~:-~ ·:· .. ·; ~~~~ : . : ~:~~ , .. : :~:~: ;;: .:. 3 !~-. ~-~{*:~:~~::h~·~L~<- 0.83 0.84 0.863 0.866 0.873 0.864 0.876 0.867 0.875 0.877 0.882 ¡¡:rr~ j¡~ ~ª~I~~¡~fl'~'.~i~I!~,~1ªi~~11111~~rª ~ffi ::::~ ::~: :~:~~-.·~:::{!~~- ~:~il;i~:2r--~:~:·, .. ~-·~-~' .;~:~~~;t'~~::5~~x;~-1r;¡,~Js:;;1\i,~~i~:;~z .-. :~: ~::~: PBl·2B llm10 47.69 45.87 0.25 2.44-. 0.11 nd .0.32., -96.74 :-:·1·2.35 :\--36.5É(. ~:--12.s1·. 840 o.ese PBl-28 llm11 48.24 46.06 0.21 2.01 0.09 nd 0.34 96.98 :- ·11.94 · 37.49 -12.71 833 0.875 PBl-28 llm12 47.22 46.18 0.22 2.27 0.11 nd 0.33 96.36 11.19 37.15 -12.91 826 0.881 PBl-28 llm13 46.65 46.17 0.24 2.23 0.07 nd 0.34 95.70 10.50 37.20 -13.15 818 0.887 PBl-26 llm14 47.28 46.01 0.21 2.20 0.11 nd 0.27 96.26 11.38 37.04 -12.84 828 0.879 PBl-2A Usp1 75.51 11.03 2.55 1.30 0.48 nd 0.26 91.23 42.99 36.83 PBl·2A Usp2 76.65 11.00 2.58 1.26 0.51 nd 0.31 92.46 42.50 38.41 PBl-2A Usp3 76.29 10.84 2.57 1.28 0.49 nd 0.19 91.76 42.50 38.14 La temperatura y fugacidad del oxigeno fue calculado con base en el modelo de Anderson y Llndsley (1988) usando el geotermómetro llmenlta-Titanomagnetita. llm = llmenita; Usp = Ulvoespinela; nd =no determinado. rp;::~:;• ,-.,-.,T F.A~I.1~ vi .. , - ... ~...-EN 0.274 0.423 0.481 0.456 0.31 0.328 0.326 67 existentes de Fe-Ti (ilmenita-ulvoespinela) (Lindsley, 1963; Buddington y Lindsley, 1964). Los miembros extremos de las soluciones sólidas son: por un lado la ilmenita-hematita (FeTi03 -Fe2 0 3 ) y por otro la ulvoespinela-magnetita (Fe2 TiQ4- El geotermómetro llmenita-titanomagnetita involucra dos reacciones en el sistema Fe-Ti-O, una reacción es sensible a la fugacidad del oxigeno (Mt + 02 = Hmt); y la otra es sensible a la temperatura (Usp + Hmt = Mt + llm). Las composiciones de las soluciones sólidas Mt-Usp dependen de la composición de la roca en la que se encuentran, de la temperatura y del estado de oxidación del sistema (fugacidad del oxígeno). En un sistema de composición constante, la composición de la espinela dependerá esencialmente de la temperatura y fugacidad del oxígeno. Conforme se incrementa la temperatura, la espinela tenderá a una composición más rica en Usp y pobre en la componente Mt. De manera similar, un incremento en la fugacidad del oxígeno aumentará la proporción de un hierro férrico (Fe3 •) en el sistema lo cual dará como resultado un incremento de la componente Mt en la espinela y una disminución de la Usp (Buddington y Lindsley, 1964). La figura 25 es un diagrama ternario del sistema Fe0-Fe2 0 3-Ti02 en donde están representadas las dos soluciones sólidas descritas. La temperatura y la fugacidad del oxígeno de una roca que contiene ambas soluciones sólidas (Mt-Usp y llm- Hmt) dependerán de la composición química de las dos fases en el momento en que se hayan equilibrado. r y 2cj> este cristal es muy abundante. De los treinta granos, cuatro mostraron respuesta al "calentamiento gradual" con edades demasiado viejas para pertenecer a rocas del Nevado de Toluca y mucho menos a rocas de los depósitos del Pleistoceno tardío. La edad más antigua que se obtuvo fue de 4. 7 ± 1.1 Ma (Figura 31: Tabla 12), la cual representa una edad mínima para la roca fuente de los xenocristales y que contrasta rotundamente con la edad de la PTS de 10.5 ka. Los resultados de la tabla 12, indican de manera contundente que el magma sufrió una contaminación de xenocristales de biotita (seguramente por asimilación de una de las rocas encajonantes), al menos durante las tres últimas grandes erupciones del volcán. Si se considera que la difusividad del Ar en la biotita es muy rápida a temperaturas del orden de 850ºC (Gardner et al., 2002), y si se asume una edad original de los cristales entre 2 y 4 Ma, la biotita perdería todo el Ar en menos de un año una vez embebida en el magma de la PTS. Por ello la interacción de la biotita con el magma de la PTS debió ocurrir en un lapso de tiempo muy corto. 86 3- WPF-31 81#11 o,. 1 ¡ . l 1 6 I VIÍPF-31 sÍ#S 1 .. 4 1 lt o.o 0.2 0.4 A) 99.6% Ar liberado :i! 4 ii 618+250ka t ¡ mG!!:::!:Eei!ES13•:'!1s:ES3·a w 2 C) i o 6 99.0% Ar liberado 1 2243 +_ 984 ka 0- 0.6 0.6 1.0 o o Fracción de nAr li borado WPF-31 81#1 O B) 99.5% Ar liberado WPF-31 81#3 D) 98.8°/o Ar liberado 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 Fracción de 19Ar liberado Figura 31. Espectro de edad 40Art39 Ar de cuatro cristales de biotita, los cuales muestran cantidades significativas de 40Ar radiogénico. Los cuadros grises representan fracciones de edad diferentes a cero. Se presentan perfiles de la pérdida por difusión para cada muestra, representadas por la linea gruesa. Los perfiles fueron calculados asumiendo una difusión cilindrica, una edad original de 150 Ma, una edad de la pérdida de O Ma y una pérdida de Ar de 98.8% a 99.6°/o, como está indicado en cada muestra. Esto concuerda con los resultados de Lo Bello et al. (1987) quienes en el estudio que realizaron sobre el Macizo Central de Neschers en Francia, sugieren que la contaminación del magma ocurrió en un tiempo muy cercano a la erupción y a muy poca profundidad. De igual manera Gardner et al. (2002) estimaron un tiempo aproximado de 1 O años de residencia de los xenocristales dentro del magma antes de la erupción de la Toba Tuff. 87 Tabla 12. Resultado de los análisis de “Ar-*Ar realizados en cuatro granos de biotita y el espectro de edad calculado para cada cristal. WPF-31 B183 Weighted average irradiation parameter (J) from standards = 0.00005997 +/- 0.00000039 Laser Power Cumulative “AsiAr gp MATADO ao PATAS e Am MAPA He Age al (mi) “Ar measured measured measured “a Ma) (Ma) 200 0034 — 15363 2889 0404 039% 5265 1004 31013 -1967 5135 -213 5.56 400 0.173 17228 1176 0.058 0.108 5.899 0,435 1012 2027 745 -2.20 8.07 410 0220 1464 1472 03442 0259 4646 0516 1020 -2649 2798 -287 3.03 600 0.326 1562.2 75.6 0.057 0.127 5.2900 0.264 100.1 0.90 23.84 0.10 2.53 610 0.369 — 12576 151.1 0.187 0282 4178 0509 98.2 2294 26.23 248 2.83 900 0,453 13260 1086 009% 0129 4382 0371 97.7 30.96 28,12 335 3.04 1200 0.537 13835 784 0.147 0160 4653 0.269 99.4 8.46 16.93 09 183 2000 0.760 14648 332 0022 00588 4920 0.114 99.3 10,75 11.45 1.16 1.24 8700 1.000 12875 — Mai 0.135 0082 4209 0,102 96.6 4383 9.81 4.74 1,06 Integrated 14376 267 0.077 0042 4823 0.0% 99.1 12.40 11.78 13H 1.27 WPF-31 BIRS Weighted average irradiation parameter (J) from standards = 0.00005997 +/- 0.00000039 . Laser Power Cumutativo “ArñAr 4 CAMAS go FAA o Am. MAMA + Age tl 200 0.072 16642 497 -0.009 0089 5631 0175 1000 030 2468 003 267 400 0.303 12228 280 01380 0025 4165 0086 1007 -810 2497 088 2.70 600 0.460 11511 20.7 0021 0054 3920 0078 1006 -733 1956 079 212 200 0.563 9888 224 0027 0056 3.306 0083 98 1182 1176 128 1.27 1200 0661 9929 214 0049 0062 3261 0073 — 9 29.19 7.04 3.16 0.76 o 1800 0.839 8580 9,4 0.048 0040 2831 0040 95 2130 889 2.30 0.96 ' 2400 0.924 617.7 155 0012 0074 2046 0059 9739 1298 903 1.40 0.98 PA 8700 1000 8132 242 0020 009 2652 00%0 %4 2947 1315 319 1.42 e Integrated 1049,1 88 0.023 0019 3522 00%0 992 8.21 7.20 0.89 0.78 | | (mW) “Ar — measured measured measured “ar (Ma) (Ma) 1 | 8 8 .. - ... ~ ¡ -,\ .-- ' 1 \" '..·- , .......... Ol Ol bla . esult do l álisis " r-" r r liz s atro r os i tit l pectro ad l l o ra a ri t l. PF-31 8 #3 eighled r ge i i li r eter ( ) fr l ards . 997 /. . 039 Laser Po cr Cumulalive 'º rl''Ar +/. " rl''Ar +/- '° rl''Ar +/. % Atm. jº r'f9ArK +/- ge +/. ( W) 391V easured easured easured 40Ar (Ma) ( a) 2 0 .034 .3 .8 .404 .399 .265 .004 10 .3 -19. 7 .35 ·2. . 6 0 . 3 .8 .6 . 8 O. 108 . 9 . 5 .2 ·20.27 . 4 · . . 7 0 .220 346.4 .2 ·0.342 .259 .646 .516 .0 -26. 9 .98 ·2. . 3 6 0 . 6 62.2 .6 . 7 . 7 . 9 . 4 0.1 -0. 0 . 4 - . 0 . 8 610 0.369 1257.6 151.1 0.187 0.282 4.178 0.509 98.2 22.94 26.23 2.48 2.83 9 0 . 3 .0 .6 .096 .129 .382 .371 .7 . 6 . 2 .35 . 4 0 . 7 .5 .4 . 7 .160 .653 . 9 9.4 . . 3 .91 .83 2 0 . 0 .8 .2 .0 2 .058 .920 . 4 9.3 . 5 . 5 . 6 . 4 0 . .5 31.1 . 5 .082 .209 . 2 9 .6 .83 . . 4 . 6 l t r t d .6 .7 . 7 .042 .823 . 94 9.1 . 0 . 8 .34 . 7 PF-3181#5 eighted r ge irr i ti r eter ( ) fr t ards . 997 /- . 039 LaserPo er Cumulative 'ºIVl''IV +/. " rf''N +/- "'Arf''Ar +/. %Atm. 4º r't9ArK +/. Age +/- ( ) 39Ar easured measured measured '°Ar ( a) ( a) 2 0 . 2 .2 .7 - . 9 .089 .631 .175 .0 .30 .68 .03 .67 4 0 . 3 .8 .0 .130 .025 .165 .086 .7 -8. .97 -0. 8 . 0 6 0 . 0 .1 . .021 .054 .920 .078 .6 -7. .56 -0.79 .12 9 0 . 3 .8 .4 .027 .056 . 6 .083 .8 .82 .76 .28 . 7 00 . 61 .9 .1 -0.049 .062 .261 .073 7.1 . 9 . 4 3.16 . 6 00 . 9 .0 . -0.048 .040 .831 .040 7.5 .30 .89 . 0 . 00 . 4 7.7 .5 -0.012 .074 .046 .059 . .98 .03 . 0 . 00 .0 0 .2 .2 .020 . 1 .652 0. 90 96.4 .47 .15 .19 . 2 l r t d 49.1 .8 . 3 .019 .5 2 0. 30 .2 . 1 7.20 . 9 . 8 Tabla 12. Continuación. WPF-31 B1R10 Weighted average irradiation parameter (J) from standards = 0.00005997 +/- 0,00000039 Laser Power Cumulative “AMAT 4 MAA e CARAS e Am. CAPA e Age tl (mW) PA measured measured measured Lar (Ma) (Ma) 200 0.045 19629 1303 -0,334 0255 6566 0442 989 2255 2514 244 2.72 400 0.276 12249 228 0097 0043 4113 0065 992 945 2358 1.02 2.54 600 0.465 11074 236 -0.044 0079 3715 0078 991 969 16867 1.05 1.80 900 0.577 800.3 205 -0.068 0.084 2679 0070 99 8.49 8.13 0.92 0.88 1200 0.697 7207 182 -D013 0097 2457 0066 100.7 -536 923 058 1.00 1800 0.644 — 6748 122 -0069 0079 2250 003 985 9.83 7.68 1.06 0.83 2400 0.914 7994 308 -0100 0.164 2655 0.107 981 1482 10.01 1.60 1.08 8900 1000. 6835 265 -0044 0112 293 009% 984 139 821 1.51 0.89 Integrated 987.6 93-003 0032 3312 00%) 9.1 901 672 09 073 WPF-45C Bl/'11 Weighted average irradiation parameter (.) from standards = 0.00005997 +/- 000000039 —— LaserPower Cumulativa “AAr sp ARA o PANAS e tm. MAMA a Age tl > mW) PAT measured measured measured ar (Ma) (Ma) E 200 0.014 640.1 465 0.107 023% 2187 0.166 1010 416 17.81 067 193 > 3 400 0042 8040 631 0245 0.144 2816 0207 1035 -2809 5387 304 582 A 600 0079 467 244 0156 0.127 41469 0098 1042 -1735 2745 188 297 Ea YA 900 014 2177 87 0122 0063 0757 0039 1028 613 820 -066 089 en 1200 0204 1692 37 0081 0042 0529 0019 983 273 486 030 053 E 2 1600 0373 — 1141 18 0053 0026 0367 0010 951 5.64 2.88 061 031 ES 2400 0665 585 22 0036 0012 0.174 0009 882 69% 243 075 02 Ex] 8900 1000 246 03 0026 0010 0052 0003 630 909 097 098 041 = Integrated 1145 — 18 0.05% 00M 0373 0007 92 435 213 047 02 6 8 I~ 1 1:-< 1:--: . , .,_ ·-3 j ;.-'~ l?-J t:' en t~G e ~ ,: '.:) ~ ?. C- __, L-:rj z ()) IO bla . onti uación. PF-310 # 0 eighted r ge r i t r eter ) ards 997 /. . 039 aser er umulative '" r/"Ar +/. "Alf"Ar +/· ""lllf''Ar +/. % Atm. 4º r'/39ArK +/. ge +/. ) 39 r easured easured easured 4-0Ar a) 0 . 5 .9 .3 ·0.3 .2 5 .5 6 .442 .9 . 5 .14 . 4 . 0 . 6 .9 .8 .097 .043 . 13 .065 .2 .45 .52 . 2 . 6 0 . 5 .4 .6 -0.0 .079 .715 .078 .1 .69 . 7 . 5 . 0 9 0 . 7 0.3 .5 -0.0 . 4 .679 .070 8.9 . . 0.92 . 0 . 7 .7 .2 -0. 3 .097 .457 .0 6 0.7 ·5. .23 -0.58 . 0 .8 4 .8 .2 ·0. 9 .079 .250 . 43 .5 . . . 6 . 00 . 4 .4 .8 ·0. 0 . 4 .6 5 . 7 .1 .82 . 1 . . 0 . 0 8 .5 .5 ·0. 4 . 12 . 43 .091 .4 . 9 .21 . . l r t d 7.6 .3 -0.031 .032 .312 .030 9.1 .01 .72 . 7 .73 PF-45C l#l I eighted r ge r i t r e!er J) o ards 997 /. .000 039 ower umulative 'ºfllf"fv +/. "fvl"Ar +/. "' rf'/11 +/. % Atm. 4º r'f9 rK +/. f.1Je +/· (mW) 39Ar easured easured easured 4-0Ar a) 0 . 4 0.I .5 . 7 .232 .187 . 6 .0 -6.16 . 1 .Q.67 .93 0 .042 .0 .1 .245 . 4 .816 .207 .5 ·28. .67 -3.04 .82 0 .079 16.7 .4 .156 . 7 1. 9 .098 .2 -17. 5 .45 ·1. 8 .97 0 . 34 .7 .7 .1 2 .063 .757 .039 .8 -6.13 .20 -0. .89 0 .204 5 .2 .7 .081 .042 .529 .019 .3 .73 .86 .30 .53 0 0 o.373 .1 .8 o.053 .026 o.367 o.mo .1 . 4 . .61 o.J1 00 . 65 .5 .2 .036 .012 . 4 .009 .2 .92 .43 .75 . 6 0 .0 0 .6 .3 .026 .010 .052 .003 .0 .09 .97 .98 . 1 l r t d .5 .8 . 4 . 11 .373 .007 6.2 .35 .13 .47 . 3 Con base en lo anterior, se tienen varios hechos interesantes: En los tres depósitos se encuentran xenocristales de biotita (intervalo de tiempo de 2500 años). Además el magma estuvo sometido a una temperatura de aproximadamente 850ºC. A esta temperatura la biotita perdería todo el Ar en un año. Se puede concluir que la contaminación ocurrió en distintos momentos, probablemente poco antes de cada evento eruptivo. Considerando que los argumentos anteriores son suficientes para establecer que la biotita es un xenocristal, surge una nueva incógnita: ¿Cuál es la roca fuente de la biotita? La biotita se puede encontrar en una amplia variedad de rocas, que comprenden desde composiciones básicas (en rocas ígneas), rocas metamórficas (gneisses y esquistos verdes), asi como rocas plutónicas de composición ácida (granitos, granodioritas). De acuerdo con algunos autores (Hewitt y Wones, 1975), la biotita es estable a una temperatura aproximada de 775ºC (a presiones de 1-2 kilobares). Por lo cual no es extraño que se presente con rasgos de disolución dentro del magma de la PTS, al cual se le estimó una temperatura de -840ºC y una presión de 2 kilobares. Una posible roca fuente de los xenocristales de biotita podría ser el basamento metamórfico que se encuentra por debajo del Nevado de Toluca, el cual está representado por la Secuencia Volcano-Sedimentaria Metamorfizada lxtapan- Teloloapan (Campa et al., 1974) de edad Jurásico Superior-Cretácico Inferior. Esta secuencia está constituida por una variedad de rocas como metalavas, metareniscas, esquistos, filitas, metatobas, etc., sin embargo, la edad de esta secuencia es más antigua que 4 Ma y además, las dimensiones de la biotita presente en los tres depósitos del Nevado de Toluca son del orden de 1-3 mm, por 90 lo que esta deberla observarse inclusive en muestra de mano en los esquistos (pero no ocurre así), ya que se realizó un análisis petrográfico de fragmentos de esquistos muestreados dentro del depósito de caída PTI de -24,500 años A.P. (Bloomfield y Valastro, 1974; Macias et al. 1997), y no se observaron cristales de esta fase mineral. Otra posible fuente de los xenocristales de biotita, podria ser un pórfido de composición dacitica el cual aflora a -28 km al suroeste del cráter del Nevado de Toluca. Este fue descrito por DeCserna et al. (1974) como una dacita de cuarzo con biotita fechada en 55 ± 6 Ma mediante el método de Pb/alfa. Es muy alta la probabilidad de que este cuerpo intrusivo, sea la roca fuente de estos xenocristales, ya que las dimensiones de los cristales de biotita presentes en las muestras de los tres depósitos llegan hasta 2.3 mm de diámetro, tal como se esperaría de un cuerpo intrusivo. Por lo tanto una roca de estas características, en cuya asociación mineralógica están presentes piroxeno, plagioclasa, hornblenda, biotita, etc., se esperaría encontrar la misma variedad mineralógica (como xenocristales) en los magmas de BAF-13, PBI y PTS. Por tal razón, es muy probable que algunos fenocristales que se observan inestables (Fig. 20), al igual que la biotita, también representen xenocristales. Si bien no es posible establecer de manera certera la proveniencia de la biotita en estos momentos, sí es posible decir que existe una roca encajonante debajo del Nevado de Toluca rica en fenocristales de biotita de 4 Ma como edad mlnima. 91 f TESIS rru·.1 IJ'..ALLA DE vi.dEN 111.9. DIMENSIÓN DE LA CÁMARA MAGMÁTICA Una de las preguntas más importantes que surgen al analizar un sistema magmático, es la de su estructura así como dimensiones de la cámara magmática. A pesar de todos los estudios que se han llevado a cabo para determinar las dimensiones, tamaño y profundidad de una cámara magmática, todavia existe mucha controversia al respecto. Con este fin se han utilizado diversas herramientas como por ejemplo métodos geofísicos (i.e.: Dvorak, 1997; Mari et al., 1996; Jiménez et al., 1999; West et al., 2001; Espindola et al., 2003) y métodos petrológicos en conjunto con experimentos de laboratorio (i.e.: Rutheñord y Devine, 1988; Gardner et al., 1995; Martel et al., 1998; Hammer et al., 2002). En varios modelos teóricos, entre ellos los de Bower y Woods (1997), Scandone y Giacomelli (2001) y Pinel y Jaupart (2003) se considera que en un sistema volcánico existe una relación entre el volumen de la cámara magmática y el volumen emitido (magnitud) durante las erupciones volcánicas y que un mismo reservaría magmático es capaz de alimentar varias erupciones en línea, mismas que se pueden establecer a través de estudios petrológicos de los productos de erupciones pasadas. Asimismo, estos autores consideran que el tamaño y la profundidad de un reservaría magmático son factores clave que determinan las tasas de diferenciación magmática y exsolusión de volátiles. La cámara magmática del magma PTS En el caso de erupciones antiguas como la PTS ocurrida hace 10,500 años, sólamente se pueden determinar las caracteristicas del sistema magmático 92 mediante herramientas petrológicas (Gardner et al., 1995; Coombs y Gardner, 2001). Para la erupción de la PTS. se estableció en secciones anteriores que la presión a la que estuvo sujeto el magma que dio origen al evento eruptivo fue de 1500 a 2000 bares. Asumiendo el gradiente de presión estándar de 3 m por cada bar , se puede concluir que la cámara magmática se encuentra a una profundidad de 4.5 a 6km. Con este valor aunado al valor del volumen del magma estimado para la erupción PTS en 8 km3 , es posible aplicar el modelo teórico desarrollado por Scandone y Giacomelli (2001) para determinar el volumen de la cámara magmática. Este modelo fue propuesto para erupciones volcánicas explosivas (esencialmente para erupciones plinianas), basado en la descompresión que sufre el magma, el cual está saturado en agua y el crecimiento de burbujas que conducen al magma hacia la superficie. Aunque el modelo fue calibrado para las erupciones de 1980 del Monte Santa Helena y de 79 OC del Volcán Vesubio, se puede aplicar en volcanes con depósitos similares y así obtener un valor aproximado del volumen de la cámara magmática. En principio, en este modelo teórico se asume lo siguiente: a) El magma está saturado con agua. b) Las paredes de la roca son rígidas. c) La erupción termina cuando las burbujas llegan a su radio final. 93 Para el caso del depósito PTS, se retoman las variables que fueron utilizadas en este modelo, como lo son la tasa de descompresión y el número de burbujas. Además se considera que la erupción ocurrió en cuatro pulsos (PCO, PC1, PC2 y PC3). De esta forma se hizo el cálculo utilizando el volumen de RDE total y una descompresión promedio de 15 MPa, ya que la intensidad de la erupción aumentó conforme pasó el tiempo, tal como quedó registrado en la estratigrafía y en el volumen de cada horizonte lo cual concuerda perfectamente con lo previsto por Scandone (1996) para erupciones explosivas (Fig. 31 ). 11po efusrvo A) Tiempo (dlas-meses) B) Tipo explosivo PC2 PC1 ~C3 PCO Tiempo (horas-dfas) Figura 32. Ejemplos esquemáticos de la variación de la tasa de emisión a la que tienden a evolucionar las erupciones A) efusivas y B) explosivas. Según Scandone, (1996). El sistema magmático se esquematiza de la siguiente manera (Fig. 32): Se toma una profundidad de 6 km (estimada en secciones anteriores). A esta profundidad le correspondería una presión de 200 MPa, siguiendo a Scandone y Giacomelli (2001 ). Se asume una sobrepresión total de 10 MPa que es la resistencia 94 promedio de las rocas a la tensión y una calda total de presión de 20 MPa que corresponde al esfuerzo de las rocas en compresión. El modelo supone que el volumen de material expulsado es función de la cantidad de descompresión y del volumen de la cámara a través de la siguiente relación: o 2 8 V=AV AV% Cámara magmática Volumen? km' 230~~ 200MPa + 20MPa ~:.:.:-~~~J"7 ::.:--~:;.~~'.i5;~¿~;~[i;~~l:~!tt·r:-f~~P total = 220MPa Figura 33. Esquema del sistema magmático del Nevado de Toluca para la erupción de la PTS. La densidad de 2300 kg/m3 es para un magma dacftico saturado en agua (Scandone, 1996) y la presión total del sistema justo antes de la erupción es de 220 MPa. en donde V es el volumen de la cámara magmática, AV el volumen de magma expulsado y AVo/o el porcentaje de volumen de magma+ burbujas. Se puede calcular AVº/o de la siguiente manera: 6 V% = (Xo - Xf) Q!!! pg 95 en donde: Xo = contenido inicial de agua; Xf = contenido final; pm = densidad del magma y pg = densidad del vapor de agua. El contenido de agua disuelto en el magma depende esencialmente de la presión y la temperatura, por lo que se puede estimar de la ley de Henry: X= spo.5 en donde S = 4.11 x 10.a Pa-0 · 5 (constante de la ley de Henry) y P =presión en Pa. Para el contenido inicial de agua en solución, se utilizó la presión a la que estuvo sujeto el sistema magmático. En este caso, a una profundidad de 6 km le corresponde una presión de aproximadamente 200 MPa, que sumados a la sobrepresión del sistema (10 MPa), hacen un total de 210 MPa de presión. Para el contenido final de agua, se tomó en cuenta la caída total de presión, que en este caso fue de 20 MPa, lo que le corresponde una presión del sistema al final de la erupción de 190 MPa. Xo = 4.11 X 10"6 (21 o X 106 \º·5 = 0.05955 Xf = 4.11 X 10"6 (190 X 106 ) 6·5 = 0.05665 Entonces Xo - Xf = 0.0029 Para estimar la densidad del gas (en este caso vapor de agua) se utilizó la ley del gas ideal pg =___E_ RT 96 en donde R = 8.3143 Jl°Kmol (constante universal de los gases), Tes la temperatura (en este caso se utilizó la temperatura del magma de la PTS, estimada con el par de óxidos de Fe y Ti en secciones anteriores) en ºK. Entonces: pg = 210 x 106 Pa = 22899.083 mol/m3 (8.3143 Jl°Kmol) (1103ºK) Como 1mol de agua= 0.018 kg pg = 412.18 kg/m3 Por lo tanto L\V% = (Xo - Xf) _.Q!!!_ pg L\V% = 0.0162 = (0.0029 Pa) (2300 kg/m3 ) 412.18 kg/m3 De modo que el volumen que ocupaba la cámara magmática durante la erupción de la PTS se puede calcular en (Fig. 33): V= L\V 5.2 km 3 L\V% 0.0162 320 km 3 Tabla 13. Comparación del volumen de la cámara magmática para la erupción PTS con los estimados cara otras eruociones. Erupción Vol. Magma Profundidad de la Volumen de la Vol.magma/V Refs. lkm3 1 cámara (km) cámara lkm3 1 ol. cámara Sta. Elena 1980 0.242 7 20 0.0121 1,2 Vesublo, 79 OC 4 7 100 0.04 3,2 PTS Nevado de 8 6 320 0.025 Este trabajo Toluca Pinatubo, 1991 6 6 125 0.048 4.5 Referencias: 'Rutherford et al., 1985; 2 ; Scandone y Giacomelli, 2001; 3Sigurdsson et al. 1985; 4 Mori et al., 1996, 5 Koyaguchi y Tokuno, 1993. TFSt2 ("""""'~ FALLA .01 v.rull-EN 97 5 4 ¡ .. 3 -e 2 · ·-···44:';.'.:<''\',""v'56 -·o.76- 3.51 <~~~9-~-~.\~l~:~ .~L~_!0,:72, ::;~, C~~\ 4 :~ 7 ~.-5 5 :': .•. -~.•.;.~_::.~t~:~!!'.·.f.,_ ~:~:> :::;: .. !:;~ ./ 1 9 ~~I;:Y~t:~;¡;:;~~,~~ 10~19·-· .. ;·;.- · ·:!Af~~;:F 145< ,~:·_070 .. · ::··~ :·3'92·:-;_.~·'·1o·sa·;'~,\\!-<~··72~9e- . ···~~ ·¡4~¡i~ii~:~~~1~l~it1ª!~~~~ti~t~i f~Jjª~ ... . ~~~ 1 :--. '.~;-;!~s-.· ,; ~ .. :'.'~j:;/i~r:Xéfo1;,1;f ~N.~:~:-E~~~1t~:~/,;;~Jj~~ 8 : .. f -·:. :- ~t:~: .· ._ . t~ ·;§;:r:~~~¿:r~~m~~ 1 ffif\f\tf ·~~; ·· ~ 12.~4 __ " ,,-,_.47::··~_.(.-\67~-'·",::.:-::;20'· :_-0.61 4.67 15.33 76.65 11.75 43 .... · '· 59.5· · · '..~·0:5 · 8.48 8.62 9.01 6.63 43.5 43 '··-.s5· ..... · 11.5 - .. 12 52 61 53 13 10 0.71 4.52 11.98 72.61 0.74 3.26 8.24 71.62 0.72 3.31 8.89 72.38 0.69 3.47 9.53 73.34 0.66 2.55 7.45 74.50 110 Los resultados de la densidad y vesicularidad están representados en las gráficas de la figura 35 donde se puede apreciar que entre los tres niveles estratigráficos del depósito PTS no existe variación importante. Los histogramas se presentan como curvas unimodales típicas de depósitos de erupciones plinianas (Gardner et al., 1996; Klug y Cashman, 1996; Mader, 1998), con un intervalo de vesicularidad de 58 a 88 º/o en volumen y con una predominancia entre 70 y 75°/o vol. Los distintos valores de vesicularidad entre los fragmentos del depósito PTS, e inclusive dentro de un mismo nivel estratigráfico, puede deberse a expansión de las burbujas de gas o a un incremento en la nucleación de burbujas, por lo que es recomendable trabajar con un número adecuado de muestras (100 muestras como mínimo) de modo que el análisis sea representativo para todo el nivel estratigráfico (Gardner et al., 1996). Resultados Los resultados que se obtuvieron están graficados en la figura 35, representados por valores de vesicularidad. Es claro que a lo largo de la columna compuesta de la PTS, no existe ningún cambio importante, lo cual podría indicar que el magma expulsado fue tomado de una espuma más o menos homogénea. El índice de vesicularidad de PC1 varia de 70-75 o/o volumen con un intervalo de 60 a 85 o/o en volumen. Las tres muestras que se tomaron de PC2 (base, mitad y cima) tampoco mostraron variaciones importantes, con un indice de vesicularidad de 70-75 o/o en volumen para la base, con un intervalo de 58 a 85 º/o volumen. En la mitad y cima del depósito se observa un ligero incremento en la vesicularidad de 75 a 78 % en 111 Lahar T d· .. :c?_s~: 50 ____ ...,. ____ _ 7.00 n, .. 30 + ::::¡:::: PC3 SO cm t 3.00 m ., PC2·SUp ... t o ·;:: CJ CI.. ::s "' ~ 1.80n1 ..., ::s t -s 1- N CJ E •O =-.s ·¡;; •O PC2·medlo CI.. CJ e 1 PC2·base t 90 cm 1 15 crn ·-.~.::;¡ T SO cn1 ...L. Paleosut.~lo 65 70 75 80 85 90 Veslcularldad ( 0/ovol) Figura 36. Columna estratigráfica compuesta del depósito PTS del Volcán Nevado de Toluca. A la derecha se muestran los histogramas con los valores de vesicularidad de los horizontes muestreados. 112 1 TESJS L.Ef..LLA Di!: ("l\11J , wü~GEN J volumen y un intervalo de 63 a 90 % en volumen. Finalmente para PC3 el indice de vesicularidad es de 75 º/o en volumen y un intervalo de 65 a 80 o/o en volumen. Los datos de vesicularidad obtenidos para los fragmentos de pómez de la PTS, concuerdan con los valores que se han reportado en otros trabajos, en donde se postula que valores de vesicularidad superiores a 60o/o en volumen son producidos por explosiones magmáticas (Houghton y Wilson, 1989; Gardner et al., 1996; Navon y Lyakhovsky 1998; Jurado-Chichay y Walker, 2001 ). IV.3. MECANISMO DE DISPARO DE LA ERUPCIÓN PTS Se han propuesto varios mecanismos capaces de disparar un evento volcánico, como por ejemplo los sismos (Linde y Sacks, 1998), colapsos parciales del aparato volcánico (Murray et al., 1994). Existen otros fenómenos como la inyección de un magma básico dentro de un reservorio de composición relativamente ácida (de menor temperatura), que son capaces de producir un desequilibrio en el sistema magmático y conducir a una eventual erupción (Sparks et al., 1977; Pallister et al., 1992; Leonard et al., 2002). El mecanismo de mezcla de magmas (generalmente por la inyección de un magma básico en un reservorio ácido), deja un registro en la composición química y mineralógica de los productos juveniles. El mecanismo de colapso parcial del aparato volcánico (por ejemplo la erupción del Monte Santa Helena, EUA en 1980; Voight et al., 1983), produce un depósito que puede estudiarse para reconstruir el evento eruptivo. Finalmente, el mecanismo disparador por recalentamiento, consiste en la inyección de un magma básico, de pequeño volumen, en el fondo 113 de una cámara magmática de grandes dimensiones, donde produce un recalentamiento del magma residente (Fig. 36). Esto provoca convección del magma generando un proceso denominado auto mezcla (self-mixing) (Couch et al., 2001 ). El calentamiento del magma residente además de generar convección, provoca la disminución de la solubilidad de las fases volátiles dando lugar a la formación de burbujas que se separan del magma y generan una sobrepresión capaz de fragmentar el magma (Sparks et al., 1977; Folch y Martí, 1998). (~ .:,, ,!' Figura 37. Diagrama del proceso de calentamiento de la cámara magmática por la intrusión de un cuerpo básico en la base del reservorio. Este proceso genera convección en el magma residente y provoca la exsolución de volátiles. Tomado de Couch et al. (2001 ). De acuerdo con los datos de vesicularidad, la erupción de la PTS fue producida por una sobrepresión del magma, generada por la exsolución de volátiles 114 (evidenciado por la alta vesicularidad -70-80 %vol). Pero ¿qué fue lo que generó la nucleación de las burbujas? Como no se encontraron evidencias de depósitos de avalancha de escombros, ni tampoco evidencias quimicas de la presencia de un cuerpo básico que haya intrusionado el reservorio del Nevado de Toluca y dada la homogeneidad de los productos, es muy probable que el mecanismo disparador de la erupción haya sido un calentamiento del magma por un cuerpo relativamente pequeño de composición básica, de acuerdo al modelo esquematizado en la figura 36. Esto podría explicar la presencia de fenocristales con rasgos de desequilibrio en las rocas de los tres depósitos (Fig. 19). Otra posibilidad puede ser que movimientos convectivos en el mismo sistema magmático, hayan producido un almacenamiento de una gran cantidad de volátiles en la parte superior del reservorio a través del tiempo y de esta manera generado una sobrepresión suficiente para fragmentar el magma y originar la erupción. 115 V. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES V.1. CONDICIONES PRE-ERUPTIVAS DEL MAGMA PTS Cuando se compara la composición química de roca total de los fragmentos juveniles de la PTS, se observa que los fragmentos de líticos densos son ligeramente más silíceos (64.41-65.70 % en peso de Si02 ) que la pómez blanca (63.27-64.19 º/o en peso de Si02 ) (Tabla 3). Esto a pesar de que la composición química de sus minerales es la misma (a excepción del vidrio). El vidrio también es más silíceo en la pómez gris y aún mayor en el domo El Ombligo (Fig. 21 ). La variación química del vidrio se debe a las diferentes proporciones de fases minerales presentes en las muestras analizadas (Tabla 4). Con base en los resultados obtenidos con el geotermómetro de óxidos de Fe-Ti (ilmenita y titanomagnetita) y los experimentos hidrotermales, se lograron determinar las condiciones pre-eruptivas de presión y temperatura del magma que originó al deposito PTS hace 10,500 años; condiciones muy similares para la erupción de la PBI (12,100 años) y que pueden ser extrapoladas para el depósito BAF (13,000 años) dada la similitud mineralógica y química de roca total. De esta forma se estimó un intervalo de temperatura para la pómez blanca de la PTS en 832-852ºC y una fugacidad del oxigeno de -11 .95 a -12.04. Para la pómez gris se estimó una temperatura de 839ºC y una fugacidad del oxigeno de - 12.08. Finalmente para el domo central se calculó una temperatura mayor de 912- 116 940ºC y fugacidades de oxigeno de -11. 71 a -11.1 (Fig. 21 ). Esta temperatura alta puede tener distintas explicaciones. Una de ellas, es que el magma que dio origen al domo haya sido extraído de un nivel más profundo y más caliente del reservorio magmático. Sin embargo, de acuerdo al diagrama de estabilidad de las fases minerales (Fig. 28), a esta temperatura el anfíbol no seria capaz de formarse, o no estaría en equilibrio, contrario a lo que se observa en la lámina delgada (9596) del domo, en donde se observan cristales de hornblenda en equilibrio. Otro hecho importante es que el magma que dio origen al domo central, durante su ascenso, sufrió procesos de nucleación y crecimiento de cristales (con base en la presencia de grandes fenocristales y microlitos), pérdida de volátiles y además sufrió un enfriamiento relativamente lento. Estos procesos probablemente cambiaron la composición química de las fases minerales de óxidos de Fe-Ti (dado que su composición química es muy sensible a la temperatura y fugacidad del oxigeno), por lo cual se obtiene una temperatura aparentemente mayor. Además, se debe tomar en cuenta que el modelo de Anderson y Lindsley (1988) en el uso de este geotermómetro, postula que el par de óxidos se equilibra a una temperatura y que la composición de ambas fases no cambia durante procesos posteriores, es decir, se asume que el magma durante su ascenso hacia la superficie sufre un enfriamiento rápido, lo cual no ocurrió para el magma que dio origen al domo. Adicionalmente fue posible estimar la temperatura del magma para el depósito PBI entre 817 y 840 ºC. Como la diferencia de temperatura entre los depósitos PBI y PTS es mínima (1 OºC), es muy probable que el magma que dio origen al depósito 117 PBI haya provenido del mismo nivel dentro de la cámara magmática dacltica hace 12, 100 años (Fig. 37). Esto concuerda con el diagrama de fases en equilibrio (Fig. 28) en donde el anfíbol en la pómez del PBI se presenta en la misma proporción que en las rocas de la PTS. Por otro lado, comparando la composición química del vidrio de la muestra natural de la PTS utilizada en los experimentos (PC2A) con los datos de la composición química del vidrio de las muestras experimentales (Fig. 29), fue posible extrapolar la presión a la que pudo estar sometido el magma antes de la erupción. En la figura 298 se puede observar que la composición química del vidrio de la roca natural está restringida a un intervalo de presión de 1500 a 2000 bares, esto es, a una profundidad de 4.5 a 6 km por debajo del volcán, misma que corresponderla al reservorio magmático de la PTS. Esta profundidad es similar a las estimadas en otros volcanes. Por ejemplo, la cámara magmática durante la erupción de 1980 del Monte Santa Elena se ubicó a una profundidad de 7-14 km (Rutherford y Devine, 1988) mientras que la de la erupción de 1982 del Volcán Chichón se localizó a una profundidad de -7-8 km (Luhr, 1990). Con los experimentos hidrotermales también se restringió el campo de estabilidad (presión y temperatura) de la asociación mineralógica con el líquido magmático presente en las rocas de la PTS, a temperaturas de 780-870ºC y presiones de 1400-2500 bares (Fig. 28), las cuales determinan el intervalo de condiciones de equilibrio (presión y temperatura) a las que estuvieron sometidos las fases minerales y el líquido magmático. 118 V.3. UNA CÁMARA MAGMÁTICA HOMOGÉNEA La homogeneidad química y mineralógica que presentan los productos emitidos por las tres últimas erupciones de gran magnitud del Volcán Nevado de Toluca es sorprendente. no obstante, que el material de los tres depósitos está representado por una amplia variedad de productos juveniles como pómez blanca, gris, bandeada, liticos densos de color gris, así como por el domo central. Esta variedad de los productos juveniles es probablemente debida a que fueron extraídos de diferentes porciones del reservorio magmático durante la erupción, por lo que se puede apreciar sus variaciones de acuerdo con su posición estratigráfica. La pómez gris es más abundante en la base de la secuencia PTS (PCO y parte basal de PC1) (Fig. 11) y representa las primeras partes extraídas del magma, probablemente de los niveles superiores de la cámara magmática. Estratigráficamente hacia arriba, la pómez blanca predomina en el resto del depósito (Fig. 11 ), representando una parte importante del cuerpo magmático. La pómez bandeada, aunque es escasa, aparece en toda la columna estratigráfica por lo que su presencia más bien obedece a una mezcla mecánica causada por la extracción contemporánea de ambos niveles del cuerpo de magma (Freundt y Tait, 1986). Mientras que los fragmentos juveniles densos, pueden corresponder a partes del techo ya solidificado del reservorio o de sus paredes, tal y como fue observado en los productos de la erupción de 1980 del Volcán Monte Santa Elena, E.U.A. (Lipman et al., 1981) y durante la erupción del Volcán Shtyubel, Kamchatka (Macias y Sheridan, 1995). 119 V.4. EVOLUCIÓN DE LA CÁMARA MAGMÁTICA DURANTE EL PLEISTOCENO TARDÍO-HOLOCENO Hace aproximadamente 24,500 años el Nevado de Toluca experimentó una erupción explosiva de tipo pliniano que depositó la Pómez Toluca Inferior (PTI) (Bloomfield et al., 1977). Esta erupción produjo pómez de composición andesitica (55.28 Si02 , Macias et al., 1997), y un volumen de magma de -0.16 km3 (Bloomfield et al., 1977). Posteriormente, el volcán entró en un periodo de quietud de aproximadamente 11,500 años, periodo en el cual fue emplazado un domo dacitico en el cráter del volcán el cual fue destruido por una erupción explosiva que depositó flujos piroclásticos de bloques y cenizas alrededor del volcán (BAF- 13) hace menos de 13,000 años. Después siguieron dos erupciones explosivas (eventos PBI y PTS). Durante estos tres eventos (BAF-13, PBI y PTS) el magma involucrado también tenia una composición dacitica. Diversas evidencias encontradas en los tres depósitos tales como la asociación mineralógica, la composición química de roca total. la química de minerales y los resultados experimentales, apoyan la hipótesis de que estos tres magmas daciticos fueron extraídos desde un único cuerpo de magma. Los parámetros de temperatura y presión estimados, sugieren que los magmas estuvieron sujetos a condiciones semejantes antes de su expulsión por erupciones explosivas. Hace aproximadamente 13,000 años, en el cráter del Volcán Nevado de Toluca se encontraba un domo dacitico, y dentro de la cámara magmática estaba estacionado un magma dacitico (64-65 wt% Si02 ) a una profundidad de 4.5-6 km 120 por debajo del Nevado de Toluca (Fig. 37, Estado 1). Este magma se encontraba a una temperatura similar al magma de la PTS (-850ºC) y contenia cristales de plagioclasa, ortopiroxeno, hornblenda y óxidos de Fe y Ti (16-17°/o volumen de cristales, Tabla 4). Un proceso de sobrepresión dentro del sistema magmático fue generado por un posible calentamiento del sistema, evidenciado por la presencia de fenocristales con rasgos de desequilibrio (Fig. 19). Con base en la presencia de fragmentos de pómez en todo el depósito se puede pensar que ocurrió una intensa nucleación y crecimiento de burbujas y posteriormente tuvo lugar la fragmentación que originó la erupción explosiva hace <13,000 años. La explosión destruyó el domo dacitico albergado en el interior del cráter, lo cual generó flujos piroclásticos de bloques y cenizas y oleadas piroclásticas (depósito BAF-13) que viajaron más de 15 km desde la cima del volcán. La erupción dejó un cráter abierto con una morfología similar a la del cráter moderno. Después de un período de quietud de -1000 años, el Nevado de Toluca renovó su actividad hace 12, 100 años. El magma dacítico (64-65 % en peso de Si02 ) tenia una temperatura de 817-840ºC (Tabla 9), que permitió la formación de algunos minerales estables de Plg + Opx + Hb + óxidos de Fe y Ti (Fig. 18). La erupción probablemente fue generada por el mismo mecanismo de recalentamiento por otro cuerpo básico, ya que también en las rocas del depósito PBI se han identificado minerales con rasgos de inestabilidad (Fig. 19). La erupción formó una serie de columnas plinianas-subplinianas que originaron depósitos de caída, interrumpidos por oleadas piroclásticas, que fueron emplazados en los flancos sudorientales del volcán (depósito PBI). La erupción concluyó con un colapso total de la columna 121 que produjo dos flujos piroclásticos ricos en pómez (Macias et al., 1997; Cervantes, 2001 ). 5 4 ~3 16 2 ~ 1. §o. ~ _, -2· -3- -4 5. 4 - ~ 3 16 2 . -e '6 e: .a o e c.. -4 Estado 1 ,. . '¡. 13 nil ai'\os Erupción BAF-1 3 , + pómez blanm, gns y \ . . bandeada. clastosdansos (Plg•op,....ltl+ --4.- 04.6-05.3 % en peso ¡ OAJdosdoF&TI+v1drlo~ doSiQ, 1 • voslculea ~"";' - - ' • '" • -- __ J Estado 3 ! 10.5 mU anos '- 1 ~=:Z ~~~f1:3~~ita; oe la ca rnam. PomezblanC'l a 863" y -2CXXl bares 6327-6428 % en peso de SiO., 5 4 i E"3¡ -"" 2' 1i, l ~ ¡ -g o i "ª -1 j T• 828" 8SO'"C O- -2 ¡ ~!~:!::~3:;¿37 -3- -4 ¡ _______ _ 5 4 ~3 16 2 ~1 20 ~ _, -2 l -3 1 -4. Eslado 2 12.1milaf'los Erupción PBI pómez blanca. bandeada y gns a 615"C ~ 64.9-:65.0 % en peso ~deS10., Eatado4 ·oomoEIOmbhgo · En este punto el magma &ufn6 una desgasifi aioon pasiva. crecimiento y nu- cleaoon de cristales rosta alcanzar la superficie . 64.26 .. /o en peso deSiO., Figura 38. Esquema de la evolución del sistema magmático del Volcán Nevado de Toluca para el período de actividad de 13,000 a 10,500 años A.P. En este lapso ocurrieron tres erupciones explosivas, BAF-13, PBI y PTS. Esta última finalizó con la intrusión del domo central El Ombligo. Después de otro período de quietud de 1600 años, el Nevado de Toluca se reactivó nuevamente hace 10,500 años produciendo una erupción pliniana de mayor magnitud (Arce et al., 2003). Antes de la erupción, el magma estaba localizado a una profundidad mínima de 4.5-6 km por debajo del volcán, a una temperatura de equilibrio de 832-852ºC y en condiciones saturadas de H 2 0 (5 % en peso). El magma dacítico (63.27-65.70 % en peso de Si02 ), permitía la 122 cristalización en equilibrio de algunos minerales Plg + Opx + Hb + óxidos de Fe-Ti (Fig. 37, Estado 3) como las que se muestran en la figura 18. El sistema magmático en estas condiciones nuevamente experimentó un proceso de nucleación y crecimiento de burbujas, evidenciado por el indice de vesicularidad de la pómez (70-75 vol. %), el cual provocó su fragmentación (Sparks, 1978; Gardner et al., 1996; Klug y Cashman, 1996). De acuerdo con las microfotograflas de la figura 19, aparentemente el mecanismo de recalentamiento por un cuerpo básico también tuvo lugar en esta erupción. Es decir que el mecanismo de inyección de pequeños cuerpos de magma básico dentro de una cámara magmática dacitica de grandes dimensiones, estuvo actuando continuamente en el Pleistoceno tardío. La explosión inicial expulsó las partes externas parcialmente solidificadas del magma (clastos densos) relativamente rico en cristales similar a la pómez gris y las porciones superiores fragmentadas del magma (pómez gris -25 °/o en volumen de cristales). Esta etapa inicial generó flujos piroclásticos calientes que fueron emplazados principalmente hacia el flanco este del volcán (FO). seguidos casi inmediatamente por el establecimiento de una columna pliniana que depositó un horizonte de caida (PCO) (Arce et al., 2003). Conforme la erupción continuaba fueron extraídas porciones más profundas del cuerpo de magma en donde habla una menor cantidad de cristales, algunos creciendo en equilibrio (11 .4 º/o volumen, pómez blanca). Esta etapa de la erupción estuvo caracterizada por el establecimiento de tres columnas eruptivas plinianas que dispersaron pómez y ceniza (PC1. PC2 y PC3) y que finalmente colapsaron para producir flujos piroclásticos ricos en pómez (F1. F2 y F3). La última etapa de la erupción, cambió 123 a un estilo de actividad efusivo marcado por la emisión de un magma dacítico (64 % en peso de Si02 ), de 9.1 ka de edad mínima, probablemente extraído del mismo nivel dentro del cuerpo de magma bajo las mismas condiciones de P y T del estado explosivo anterior (832-852ºC, 4.5-6 km de profundidad) (Fig. 37). Este cambio pudo haberse debido a la liberación del exceso de presión durante las fases explosivas (Scandone y Giacommelli, 2001) y/o por el desarrollo de permeabilidad del magma, el cual permitió la liberación paulatina de la fase volátil (Villemant y Boudon, 1998). Las tres erupciones ocurridas durante este período de tiempo (13,000-10,500 años), indican claramente que ocurrió un incremento en la magnitud de las erupciones, que finalizó con el evento más voluminoso (PTS) el cual arrojó cerca de 8 km3 de magma y no sólo representa una de las erupciones más grandes del Nevado de Toluca, si no también de todo el centro de México durante los últimos 11-10 mil años. CONCLUSIONES Después de un largo período de inactividad de 11 ,500 años, el Volcán Nevado de Toluca inició un nuevo período de intensa actividad entre 13,000 y 10,500 años A.P. Durante este tiempo fue expulsado un gran volumen de magma dacítico (-10 km3 ) por medio de tres erupciones explosivas (PTS, PBI y BAF-13). La erupción que depositó a la PTS fue la de mayor magnitud, arrojó 8 km3 de magma, con tasas de erupción de masa de 3 x 107 a 5 x 108 kg/s, desarrolló cuatro columnas eruptivas, que en orden cronológico alcanzaron alturas de 25, 39, 124 42 y 28 km, dispersaron pómez y ceniza principalmente hacia el sector noreste del volcán (hacia la región ocupada hoy en día por las ciudades de Toluca y México). Los depósitos originados en este periodo de intensa actividad, presentan una composición química de roca total muy similar (63.27-65.70 o/o en peso de Si02) y una asociación mineralógica (Plg > Opx > Hb >> óxidos de Fe-Ti +)inmersos en una matriz de vidrio de composición riolitica (72-76 Si02 wt%). Aparentemente durante el Pleistoceno tardio-Holoceno, la cámara magmática del Nevado de Toluca experimentó varios eventos de recalentamiento por pequeños cuerpos básicos, los cuales desestabilizaron el sistema magmático y desencadenaron las tres erupciones. El magma situado en el reservorio magmático también sufrió procesos de contaminación por una roca rica en fenocristales de biotita (y probablemente piroxeno, plagioclasa y anfibol) con una edad 4 ºAr/39Ar mlnima de 4 Ma. El magma se mezcló de manera eficiente con esta roca encajonante lo cual produjo una distribución de la biotita y demás posibles xenocristales en todos los productos arrojados por estas tres erupciones. Con base en los análisis de microsonda y en la estabilidad de las fases minerales, se determinaron las condiciones pre-eruptivas del magma que originó a la PTS, el cual estuvo sometido a presiones entre 1500 y 2000 bares (4.5-6 km de profundidad), y a temperaturas entre 840 y 853ºC, condiciones determinadas experimentalmente durante las cuales no cristalizó la biotita. Estas condiciones son válidas para los otros magmas (PBI y BAF-13) dado que tienen una asociación mineralógica y una composición química similar. Finalmente, de acuerdo con el volumen de material expulsado (al menos para la PTS) se estimó un volumen de la cámara magmática de 320 km3 . 125 Actualmente el Nevado de Toluca no presenta signos de actividad (fumarolas, sismos, aguas termales, deformación, etc.), sin embargo se ha reportado un depósito de flujo de ceniza producido hace 3300 años (Macias et al., 1997), por lo que no se puede catalogar al Nevado de Toluca como un volcán extinto. 126 REFERENCIAS Anderson, D.J. and Lindsley, D.H., 1988. lntemally consistent solution models for Fe-Mg-Mn-Ti oxides: Fe-Ti oxides. American Mineralogist 73: 714-726. Arce, J.L., 1999. Reinterpretación de la erupción pliniana que dio origen a la Pómez Toluca Superior, Volcán Nevado de Toluca. Tesis de Maestrla, UNAM, México, D.F., 101 pp. Arce, J.L., Macias, J.L. and Vázquez-Selem, L., 2003. The 10.5 ka Plinian eruption of Nevado de Toluca volcano, Mexico: Stratigraphy and hazard implications. 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