Roverato Matteo - Centro de Geociencias ::.. UNAM

Copyright is owned by the Author of the thesis. Permission is given for a copy for
the purpose of research and private study only. The thesis may not be reproduced
elsewhere without the permission of the Author.

Universidad Nacional Autónoma de México
Centro de Geociencias
Doctorado en Ciencias de la Tierra
(Vulcanología)
Estratigrafía, mecanismos disparadores, transporte y emplazamiento de
dos depósitos de avalancha de escombros del Volcán de Colima:
comparación con el Volcán Taranaki (NZ).
Presenta
MATTEO ROVERATO
Director de Tesis: Dra. LUCIA CAPRA
Sinodales: Dr Gerardo Carraco Núñez; Dr Sergio Rodríguez Elizarras;
Dr Roberto Sulpizio; Dr Lorenzo Vásquez Selem
Querétaro, 2012

A mis padres.
A Doña Chiwitz Pablo
Francisco Cruz
(por los que representa).
A México.

Lo más seguro es que quien sabe
(señor queretano).

Resumen
Durante su historia eruptiva el volcán de Colima fue caracterizado por numerosos colapsos
parciales del edificio acompañados con el emplazamiento de depósitos de avalanchas de
escombros (AdE). Un detallado estudio estratigráfico en el sector sur oriental del volcán ha
permitido reconocer dos depósitos de avalancha de escombros, AdE San Marcos (V= ! 1.3
km 3 ) y Tonila (V= ! 1 km 3 ). Una parte original del trabajo reside en el fechamiento de
material orgánico relacionado a estos depósitos que ha dado edades de > 28 ka cal. AP
para el depósito San Marcos y !15 ka cal. AP para el depósito Tonila.
El presente trabajo trata de aclarar cuales fueron las condiciones pre-colapso del edificio
volcánico con base principalmente en el estudio textural macroscópico y microscópico
detallado de los depósitos de AdE y de las sucesiones piroclásticas y volcaniclásticas
asociadas. El colapso San Marcos fue promovido por la geometría del edificio (flancos
empinados) y por deformaciones tectónicas y volcano-tectónicas, y fue acompañado por
una erupción magmática responsable del emplazamiento de depósitos de flujo
piroclástico. Por el contrario, el evento responsable del emplazamiento del AdE-Tonila
ocurrió después del último máximo glacial (UMG – 22-18 ka cal. AD), y fue fuertemente
influenciado por las condiciones paleo-climáticas que han jugado un papel relevante en la
inestabilidad del edificio volcánico y en la posible actividad freática como mecanismo
disparador. El depósito asociado a este colapso, además de las típicas características
texturales de un depósito de AdE (clastos de angulares a sub-angulares, matriz arenosa,
clastos a rompecabezas), muestra una facies de matriz hibrida (fMh) caracterizada por
porciones de la AdE inmersas en una matriz homogénea, más fina y parcialmente
cementada, característica más propia de un depósito de flujo de escombros (FdE). Como
para el evento San Marcos, también el evento Tonila fue caracterizado por una erupción
post-colapso como evidenciado por la presencia de una secuencia de 7 metros de espesor
de depósitos piroclasticos, directamente en contacto con la avalancha, y con
características texturales que indican una componente hidro-magmatica, como el
resultado de una interacción agua-magma, evidenciando nuevamente la elevada
circulación de fluidos en el volcán al momento del colapso. Además, la presencia de
i

grandes cantidades de agua modificó la movilidad de la avalancha de escombros,
influyendo en el transporte y favoreciendo su transformación lateral.
Finalmente, por encima del depósito Tonila se encontraron también depósitos de flujos de
escombros masivos de varios metros de espesor y depósitos fluviales que representan
periodos de re-trabajo lo cual confirma una vez más la presencia de agua en el volcán
antes del evento Tonila y su influencia como un factor de inestabilidad del edificio
volcánico.
Por último, la realización de una estancia en el volcán andesítico Taranaki de Nueva
Zelanda ha permitido ampliar el conocimiento de las grandes avalanchas de escombros a
través de las comparaciones de depósitos semejantes en ambientes diferentes. Además, a
partir de esta comparación se pudo establecer que durante el transporte de las avalanchas
de escombros, dependiendo de la litología de los componentes, predominaran procesos
de fragmentación o simplemente de disgregación, por lo que no es posible generalizar
sobre los procesos que actúan durante el emplazamiento de las avalanchas de escombros.
ii

Abstract
During its history Colima volcano has experienced numerous partial edifice sector
collapses with associated emplacement of debris avalanche deposits (DADs) of contrasting
volume, morphology and texture. A detailed stratigraphic study in the south-eastern
sector of the volcano allowed the recognition of two debris avalanche deposits named San
Marcos DAD (V= ! 1.3 km 3 ) and Tonila DAD (V= ! 1 km 3 ) and a 14C dating on organic
material, directly associated at these deposits, gave ages of > 28 kyr cal. BP for San Marcos
DAD and !15 kyr cal. BP for Tonila DAD. This work sheds light on the pre-failure conditions
of the volcano based primarily on a detailed macroscopical and microscopical textural
study of DADs and their associated pyroclastic and volcanoclastic successions. The San
Marcos event was promoted by edifice steep flanks and ongoing tectonic and
volcanotectonic deformation, and was followed by a magmatic eruption that emplaced
pyroclastic flow deposits. In contrast, the Tonila failure occurred just after the Last Glacial
Maximum (22,000–18,000 cal BP) and was strongly influenced by the paleo-climate
conditions that played a relevant paper in the edifice instability and in the phreatic activity
as a trigger mechanism. Furthermore, in addition to the typical debris avalanche textural
characteristics (angular to sub-angular clasts, coarse matrix, jigsaw fit) Tonila DAD shows a
hybrid facies characterized by debris avalanche blocks embedded in a finer, homogenous
and partially cemented matrix, a texture more characteristic of debris flow deposits. The
Tonila debris avalanche is directly overlain by a 7-m thick hydromagmatic pyroclastic
succession. Massive debris flow deposits, often more than 10 m thick and containing large
amounts of tree trunk logs, represent the top unit in the succession. Fluvial deposits also
occur throughout all successions; these represent periods of highly localized stream
reworking. All these lines of evidence point to the presence of water in the edifice prior to
the Tonila failure, suggesting it may have been a weakening factor. The presence of
extensive water at the onset of deglaciation modified the mobility of the debris avalanche,
and led to the formation of a thick sequence of debris flows. Finally, fieldwork at Taranaki
volcano (New Zealand) allowed to compare large debris avalanches deposits in different
geological and climatic environments. This comparison showed that during the transport
iii

of a debris avalanche, depending on the lithology of the components that compose the
body, it would prevail fragmentation or disaggregation processes, highlighting that it is
hard to generalize on processes that act during debris avalanche emplacement.
iv

Agradecimientos
Quiero agradecer con gran afecto y respeto a mi supervisora y amiga Dra Lucia Capra
(la jefa) por haber entendido como “manejarme”, con sabiduría y astucia, y potenciar mis
rendimientos sin presiones y con gran apoyo; por haberme enseñado mucho de lo que se.
Lucia ¡Eres una gran profesionista!
Al Dr Gianluca Norini por sus preciosos suportes informáticos, a la Dra Rosanna
Bonasía por ser amiga querida y creer en mi y al Dr. Pablo Davila por sus amables consejos.
Al orgánico del centro de GeoCiencias: a los profesores, a los investigadores, a los
técnicos de laboratorio, a la secretaria, a los técnicos administrativos. En particular
agradezco a Marta Pereda Miranda por su amable humanidad y disponibilidad, a Dionisio
León Salas por su paciencia y a la Dra. Marina Vega Gonzalez, técnico del laboratorio
microscopio electrónico de barrido del FATA. A la dirección del posgrado por el apoyo a la
impresión de la tesis.
A los amigos, compañeros y estudiantes del centro de GeoCiencias que han sido un
suporte fundamental en mi camino: a los nuevos, a los viejos y a los que ya están
chambeando o estudiando en otro lado. ¡Gracias de corazón!
A los revisores de mi tesis y de mi trabajo durante estos tres años de doctorado: Dr.
Gerardo Carrasco-Nuñes, Dr Gerardo de Jesús Aguirre Díaz, Dr José Luis Macías, Dra Marina
Manea, Dr Sergio Rodriguez-Elizarras, Dr Damiano Sarocchi, Dr Roberto Sulpizio y Dr
Lorenzo Vazquez Selem.
A los proyectos 46340, 99486 (CONACYT), 14 (SER-CONACYT) y IN106710 (PAPIIT-
DGAPA; “Inestabilidad del Volcán de Colima: causas y mecanismos disparadores)
otorgados a la doctora Lucia Capra y al apoyo (beca) de doctorado (CONACYT) a Matteo
Roverato. Sin estos apoyos no hubiera estado posible este trabajo.
A los amigos de la Universidad de Colima y del Observatorio vulcanológico de Colima:
en particular a Abel Cortes, a Nick Varley (junto con sus estudiantes voluntarios) y a Juan
Carlos Gavilanes que ha proporcionado importantes suportes técnicos a mi trabajo de
campo.
v

A los amigos y compañeros de Nueva Zelanda: Dra Jan Lindsay de la universidad de
Auckland, Dr Karoly Németh, Dr. Shane Cronin, Dr Jon Procter, Dra Anke Zernack, Dr Gert
Lube y Natalia, Marco, Javier y Gabor, del Volcanic Risk Solutions, Institute of Natural
Resources, Massey University de Palmerston North; al técnico de laboratorio de
microanálisis Doug Hopcroft de la Massey University y al Dr Durren Gravley de la University
of Cunterbury de Christchurch por la maravillosa excursión al volcán Ruapehu.
A mis padres por su apoyo incondicional y por creer siempre en mi.
A mis amigos queretanos, chilango-queretanos, queretano-chilangos, guanajuatenses,
oaxaqueños, chapanecos, guerrerenses, zacatecos, poblanos, potosinos, hidalguenses,
veracruzanos, regios y a todos los que olvidé y que han hecho de mi estancia en México un
regalo maravilloso y único.
A los compañeros de mis casas en Querétaro: a Feliz, Charles, Toño, Memo, Albi, Pau,
Clara, Maria, Gata y Esti ¡Los quiero!
En fin quiero agradecer a México y a todo lo que representa, a este gran país con sus
enormes contradicciones, magias, con sus miles caras, colores y culturas. Quiero brindar al
surrealismo de una tierra que sabe dar mas de lo que pide. ¡Gracias!
vi

vii
Índice
Resumen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . i
Abstract . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .iii
Agradecimientos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . v
Índice de figuras. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .x
Índice de tablas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .xviii
1. Introducción . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1
2. Factores que afectan a la estabilidad de un edificio volcánico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .4
3. Características, mecanismos de transporte y depositación
de las avalanchas de escombros . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .10
3.1 Introducción . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10
3.2 Características texturales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .11
3.3 Movilidad de las avalanchas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .18
3.4 Mecanismos de trasporte y emplazamiento . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20
4. Volcán de Colima . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .24
4.1 Marco Geológico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .24
4.1.1 Trabajos previos sobre el CVC . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
4.1.2 Volcanes El Cantaro y Nevado de Colima . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27
4.1.3 Volcán de Colima: Paleofuego y Fuego de Colima . . . . . . . . . . . . . . . 31

4.2 Trabajos previos sobre los depósitos de AdE
del Volcán de Colima . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .33
4.3 Terminología . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .36
4.4 Distribución de los depósitos de AdE
y relaciones estratigráficas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42
4.4.1 Depósitos de AdE San Marcos y Tonila . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43
4.4.2 Barrancas Arena – Rosario . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .45
4.4.3 Barranca del Muerto . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59
4.4.4 Barrancas Los Lobos y Montegrande . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68
4.4.5 Volumen de los depósitos de
avalancha de escombros . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .75
5. Volcán Taranaki, Nueva Zelanda . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77
5.1 Marco geológico. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .77
5.2 Depósitos de AdE del volcán Taranaki: trabajos previos . . . . . . . . . . . . . . 77
5.2.1 AdE Pungarehu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80
5.3 Ciclos volcánicos del Volcán Taranaki . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81
5.4 Distribución y características del depósito
de AdE Pungarehu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..82
6. Caracterización granulométricas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .92
6.1 Metodología . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92
6.2 Análisis granulométrico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93
6.2.1 Análisis granulométrico de la AdE Pungarehu . . . . . . . . . . . . . . . . . .102
6.3 Análisis textural microscópico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .106
6.4 Secuencia piroclástica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .112
7. Discusión . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .116
7.1 Cicatriz de Paleofuego: único evento vs eventos múltiples . . . . . . . . . . 116
7.2 Origen de los colapsos del Fuego de Colima . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .119
7.2.1 AdE San Marcos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .119
viii

7.2.2 AdE Tonila . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .122
7.3 Transporte y mecanismos de emplazamiento . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 127
7.3.1 Facies de matriz hibrida: Colima vs Taranaki . . . . . . . . . . . . . . . . . . 129
7.4 Observaciones al microscopio de barrido . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130
8. Conclusiones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .133
Apéndice I . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .135
Apéndice II . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 138
Bibliografía . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .139
ix

Índice de Figuras
Figura 1. Representación esquemática de los factores que pueden afectar la estabilidad de un
edificio volcánico así como los mecanismos disparadores de los grandes colapsos volcánicos. . . . . . . .8
Figura 2. La foto (a) muestra un fragmento de material lacustre arrastrado por la AdE Zaguán al
Nevado de Toluca (MX) durante su trasporte. La foto (b) representa un megaclasto de material
piroclastico, de varias decenas de metros de largo, trasportado intacto desde la cumbre del volcán
Taranaki (NZ); se encuentra a 25 km de distancia del volcán. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .12
Figura 3. La foto muestra un clasto fracturado con característica de rompecabeza (jigsaw) de 2
metros de diámetro. Volcán de Colima. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .15
Figura 4. Fotos al microscopio electrónico de barrido que muestran algunas de las típicas
características de las partículas que componen un depósito de AdE. La foto (a) muestra una micro-
fractura tipo pull-apart, la imagen (b) muestra la textura “hackly”. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15
Figura 5. Las fotos muestran la facies de montículos en los volcanes Jocotitlán (Mx) y Taranaki (NZ).
Esta característica representa la firma peculiar de los depósitos de Avalancha de Escombros (AdE)
alrededor del mundo. Los montículos (Hummocks) pueden alcanzar varios metros de altura y
decenas de metros de diámetros y generalmente presentan una disminución del tamaño
conforme al aumento de la distancia del volcán. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17
Figura 6. Mapa de localización del Cinturón Volcánico Mexicano (CVM); CVC: Complejo Volcánico
de Colima; Mx: Ciudad de México; TMA: Trinchera Meso-Americana. La imagen Aster muestra la
localización de los bloques Jalisco y Michoacano y el Complejo Volcánico de Colima insertado en el
Graben de Colima; las línea blancas representan las fallas principales del graben. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .25
Figura 7. Mapa esquemático original redactado por Robin et al. (1987). El autor reportaba: “El mapa
muestra la extensión y estructura del CVC antecedente a los dos eventos de colapsos tipo Mt. St.
Helens. Leyenda: 1=series volcánicas del basamento; 2=limites de los edificios efusivos primitivos,
Nevado IA; 3=extensión de los de conglomeraticos (serie Atenquique); 4=direcciones seguida por
los principales depósitos de flujos de ceniza desde el periodo terminal del Nevado IA (relacionado
x

a C1); 5=extensión de las “cenizas amarillas” relacionadas al Nevado I y al volcán Cantaro; 6=flujos
piroclasticos relacionados al estadio terminal del Nevado I; 7=domos daciticos y nuées ardentes
asociados; 8=direcciones seguidas por los flujos piroclasticos Los Garcias y Los Mazos, posiblemente
relacionados a C2; 9=lavas del Nevado II; 10=flujos piroclasticos con bombas heterogéneas y
escorias relacionadas al Nevado II; 11=extensión deducida de Paleofuego; 12=estructuras
caldericas C1 y C2; 13=cono de escorias CO 6. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28
Figura 8. Mapa original realizado por Capra et al. (2002). La autora reporta: Distribución de los
depósitos de Avalancha de Escombros (18,5 ka DAD) y Flujo de Escombros (NDFD) estudiados. La
distribución se conforma con aquella presentada por Stoopes y Sheridan (1992). Las flechas negras
indican las trayectorias de flujo de lahares secundarios removilizados desde el depósito de AdE. Los
triángulos numerados marcan las secciones estudiadas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .30
Figura 9. La imagen de elevación digital muestra la distribución de los depósitos de avalancha de
escombros San Marcos (DAdE-SM, línea discontinua azul) y Tonila (DAdE-T, línea discontinua roja) así
como los sitios de interés investigados. Los puntos blancos indican los afloramientos. . . . . . . . . . . . . . 44
Figura 10. Correlación estratigráfica esquemática de los afloramientos seleccionados de los
depósitos de AdE San Marcos (AdE-SM) y Tonila (AdE-T) investigados en las barrancas del sector SE
del volcán. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .46
Figura 11. Imagen de relieve sombreada con la distribución de los afloramientos (puntos blancos)
de los depósitos de avalancha de escombros San Marcos (AdE-SM) y Tonila (AdE-T) en las barrancas
Rosario y Arena. Los puntos que no presentan numero no están mencionados en el texto y pueden
resultar de menor importancia para la relación y reconstrucción estratigráfica. Las líneas blancas
representan las carreteras (libre y autopista) y las calles del poblado San Marcos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
Figura 12. Reconstrucción esquemática resumida y sintetizada de todos los depósitos que
conforman a las secciones encontradas en las barrancas Arena-Rosario. Las letras a,g,c/b
representan los límites granulometricos: a = arena, g = grava, c/b = canto/boulder. . . . . . . . . . . . . . . . .48
Figura 13. Afloramientos del depósito de AdE San Marcos. Sección Pcr 30 que se presenta en facies
de Matriz (fM)(a), detalle del depósito (b). Facies de Matriz en el afloramiento Pcr11 (c). Ver mapa
de figura 13 para la ubicación. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .50
xi

Figura 14. El depósito de AdE San Marcos presenta variaciones texturales adentro de la misma
facies de Matriz con clastos que a veces pasan los limites establecidos. La foto (a) muestra un
megaclasto de 7 metros de diámetro de lava andesítica foliada en la que se definió facies de Matriz
(fM) en Pcr52. La foto (b) presenta parte de un megaclasto de 10-11 metros completamente
fracturado en el cual es posible reconocer la foliación original de la lava, afloramiento Pcr51. Ver el
mapa de figura 13 para la ubicación de los afloramientos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51
Figura 15. Afloramiento Pcr41 en donde el depósito de AdE-SM se presenta en facies de Matriz
enriquecida en clastos (fMrc) con tamaño > 0,25 m comparado con el depósito Tonila que se
presenta con una texura mucho mas fina (a). Entre los dos depósitos de encuentra un nivel de
material retrabajado en facies ACm (Arena y Canto masivo). Clasto con textura de rompecabezas
dentro del depósito San Marcos (b). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .52
Figura 16. Esquema panorámico del depósito de AdE-SM (desde la sección Pcr73 a la
Pcr72) que muestra varios cambios de facies. Los dibujos a y c se presentan en facies de
Matriz rica en clastos (fMrc), d en facies de Matrirz colorada (fMco) y b representa un
gran clasto completamente fracturado con migración de cada elemento que lo
compone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .53
Figura 17. Clasto de lava andésitica fracturado de aproximadamente un metro. Los fragmentos que
lo componen están desplazados según los esfuerzos de cizalla que actuaron durante el transporte y
posiblemente en el momento del emplazamiento del cuerpo de avalancha. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .55
Figura 18. La foto (a) junto con la columna estratigráfica esquemática representan la sección
Pcr53. Arriba del DAdE San Marcos (DAdE-SM – a) se encuentran secuencias piroclasticas (c, d, f, g) y
de material retrabajado (b, e), sigue el depósito de AdE Tonila (DAdE-T – h). CLed = Ceniza y Lapilli
con estraficacion difusa, Cm = Ceniza masiva, GAcs = Grava/Arena clasto soportado, Ccs = Canto
clasto soportado. La foto particular (b) muestra un detalle del nivel c, se pueden notar los escapes
de gas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56
Figura 19. La foto (a) muestra el afloramiento Pcr41en adonde el depósito de AdE Tonila (DAdE-T)
se presenta en facies de Matriz hibrida (fMh). La línea roja marca el contacto entre un megaclasto
lavico fracturado y la matriz arenosa, homogénea, masiva y cementada que rodea al clasto. La foto
xii

(b) muestra un clasto en rompecabezas inmerso en el DAdE Tonila que se presenta en facies de
Matriz híbrida en el afloramiento Pcr56. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58
Figura 20. Imagen de relieve sombreada que muestra la distribución de los afloramientos (puntos
blancos) de los depósitos de avalancha de escombros San Marcos (AdE-SM) y Tonila (AdE-T). Los
puntos que no presentan numero no están mencionados en el texto y pueden resultar de menor
importancia para la relación y reconstrucción estratigráfica. Las líneas blancas representan las
carretera (libre y autopista) y las calles del poblado de Tonila. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .60
Figura 21. La foto grande (izquierda) representa el detalle del afloramiento Pcr43 (foto a la
derecha). Se observa un espesor de >70 cm de material fluvial con estratificación cruzada,
caracterizado por una alternancia de niveles arenosos finos y medio-finos, clasto soportado. Este
depósito se encuentra directamente en contacto con el DAdE San Marcos; G/Acs = Grava/Arena
clasto suportado. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61
Figura 22. La foto muestra el paleo-suelo encontrado en el afloramiento Pcr46 arriba del depósito
de AdE San Marcos. El paleo-suelo tiene un espesor medio de 50 cm, color café claro/marrón. Ha
proporcionado una edad 14C de 23,890 +1075/-950 años AD (>28,000 cal. años AP), que
representa la edad mínima del depósito de AdE-SM. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .61
Figura 23. La foto panorámica se refiere al afloramiento Pcr37 donde los depósitos de AdE San
Marcos y Tonila están divididos por un paleosuelo. La flecha blanca indica la presencia de un clasto
con estructura de rompecabeza de aproximadamente 1,5 metros de diametro. La foto en el detalle
muestra la facies de Matriz colorada (fMco) del DAdE-SM. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63
Figura 24 La foto principal (arriba) muestra el afloramiento Pcr40 bajo el puente de la autopista
Colima-Guadalajara en donde el depósito de AdE Tonila se encuentre en facies de Matriz hibrida
(fMh). El depósito está caracterizado por clastos angulosos (flechas enteras) y clastos en
rompecabezas (flechas cortadas) inmersos en una matriz abundante, homogénea, endurecida y
masiva; la elipse indica el hombre como escala. La imagen mas chica muestra un detalle de la
matriz. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 64
Figura 25. La figura muestra dos detalles del afloramiento Pcr27. Se trata de una alternancia de 2,5
metros de espesor de depósitos fluviales areno-gravoso en facies G/Am (Grava/Arena masivo) y
xiii

ancos que presentan clastos del tamaño de los cantos en facies Ccs (Canto clasto soportado) (a). La
foto (b) muestra más en detalle una porción de estos depósitos fluviales. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .65
Figura 26. Vista panorámica de la sección Pcr39 donde el depósito de flujo de escombros Muerto
(FdE-M) se presenta con un espesor de varios metros (

Figura 32. La foto muestra el depósito de avalancha de escombros Tonila en facies de Matriz hibrida
en el afloramiento Pcr60. Dicha facies se encuentra con frecuencia en la barranca Los Lobos. . . . . .73
Figura 33. La secuencia piroclástica mostrada en la foto cubre directamente al depósito de AdE-T
en la sección Pcr20. Esta secuencia consiste de una alternancia de ceniza fina y gruesa, y lapilli finos
multicolores organizados en lentes que presentan facies de Lapilli masivo (Lm) y Ceniza masiva
(Cm) y niveles con estratificación cruzada en facies Ceniza con estratificación cruzada (Cex). Los dos
niveles arriba de dicha sequencia en facies LBm y C/Led pertenecen a la actividad de 1913. La
conservación de material orgánico adentro de la secuencia piroclastica y su fechamiento C14 ha
permitido proporcionar una edad mínima al DAdE Tonila. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .74
Figura 34. La imagen (a) muestra la localización del volcán Taranki en la Isla norte de Nueva Zelanda
y las principales formaciones que caracterizan la planicie de la península Taranaki; la imagen
sombreada (b) muestra la distribución de los afloramientos (puntos blancos) del depósito de AdE
Pungarehu. Los puntos sin numero no están mencionados en el texto. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .78
Figura 35. La cantera Wiremu deja expuestos varios metro de espesor y varias decenas de metros
de longitud del depósito de AdE Pungarehu. En la imagen pequeña se puede observar un detalle
del grande corte de la cantera. Aquí el depósito presenta varios dominios caracterizados por
fracturamiento en rompecabezas. La linea roja marca el contacto entre el DAdE Opua y el DAdE
Pungarehu aproximadamente a 13 km de la cumbre del volcán. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .85
Figura 36. La figura muestra un corte encontrado en la cantera Parihaka que corresponde a Tr14.
Nótense el dominio de lava andesítica fracturada de aproximadamente 15 metros de longitud. . .85
Figura 37. Las fotos muestran el material escoriaceo encontrado en varios afloramientos en la
planicie del Taranaki que se encuentra a menudo asociado a lavas andesíticas (c); mezclado con la
matriz como en Tr13 (a) o solo (b). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .86
Figura 38. La figura muestra varias imágenes de afloramientos que presentan facies de matriz
híbrida encontrados a lo largo de la costa del Taranaki, para la localización del los puntos ver el
mapa de fig. 43b. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .87
xv

Figura 39. Clasto de aproximadamente 2 metros arrastrado durante el transporte de la avalancha
de escombros Pungarehu. Se trata de material fluvial retrabajado que pertenece al substrato
donde ha viajado la AdE. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 88
Figura 40. Secciones de dos pequeños montículos (Tr11 (a) y Tr16 (a)) a lo largo de la costa. Ambos
afloramientos (Tr11 y Tr16) muestran cómo porciones que pertenecen al megaclasto que forma el
montículo empiezan a mezclarse con la matriz anaranjada como se puede notar en las imágenes
Tr11 (c) y Tr16 (b). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .90
Figura 41. La imagen (a) muestra la sección (25 metros de largo y 10 metros de alto) de un grande
montículo que está compuesto por diferentes dominios; aquí el depósito sigue presentándose en
facies de matriz hibrida. El detalle (b) muestra como estos dominios estan inmersos en la matriz. .91
Figura 42. Histogramas de los depósitos de avalancha de escombros San Marcos y Tonila. . . . . . . . . . 95
Figura 43. Curvas acumulativas de los depósitos de AdE Tonila y San Marcos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .97
Figura 44. Driagramas triangulares Grava-Arena-Finos (Limo+Arcilla) de las muestras de los depósi-
tos de AdE San Marcos y Tonila. El diagrama (a) representa los puntos graficados de cada muestra
recolectada, el diagrama ternario (b) muestra las areas de tendencia de los dos DAdE. . . . . . . . . . . . .100
Figura 45. Diagramas de tendencia de los parámetros estadísticos más significativos (Mz, sk, σ) para
comparar los dos depósito de AdE. Los puntos graficados no muestran ninguna concentración
peculiar que pueda sugerir una tendencia específica de uno u otro depósito. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 100
Figura 46. Histogramas del depósito de avalancha de escombro (DAdE) Pungarehu. . . . . . . . . . . . . . .100
Figura 47. Diferentes características encontradas en el analisis al microscopio de barrido de las
partículas de los depósitos de AdE examinados. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .108
Figura 48. Las imagenes en la figura representan diferentes características encontradas durante el
análisis al microscópico sobre partículas de 1mm de tamaño. Estas características se pueden
traducir en varios tipos de fracturas, caras de fracturas, fracturas concoides, escalones arqueados,
marcas de percusión y rasguños de diferente intensidad. La imagen (a) muestra la morfología de
xvi

una de las partículas investigadas que se presenta angulosa y con bordes filosos; la imagen (b)
muestra el detalle de una extremidad de un clasto roto; en las imágenes (c) y (d) se puede notar la
“geometría en escalera” definida por Komorowsli et al. (1991); (e) y (f ) muestran dos morfologías de
rasguños de diferente intensidad; las figuras (g), (h) e (i) presentan características de impacto, en (h)
el impacto ha provocado fracturamiento; las imágenes (j) y (k) muestran fracturas compenetradas
donde una segunda clase de fracturas corta caras de fracturas anteriores, nótense la dislocación de
las distintas porciones de la partícula. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .111
Figura 49. Reconstrucción de la secuencia piroclastica en Pcr20 e histogramas relacionados con el
análisis de componentes para la granulometría 0!. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113
Figura 50. Fragmentos de vidrio seleccionados en algunos de los niveles que forman la secuencia
piroclástica en Pcr20 descrita en fig. 33. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 115
Figura 51. La figura representa una modelización digital de CVC. (a) vista desde el sur oeste del
volcán Nevado de Colima (NC), del volcán Fuego de Colima (FC) y de la cicatriz del Paleofuego (PF);
(b) y (c) muestran la hipotética reconstrucción de la morfología del volcán paleofuego antes del
grande colapso sectorial que dejo la actual cicatriz; (d) hipotética reconstrucción de la base del
volcán Fuego de Colima removilizando el relieve del cono actual. Las imágenes se generaron
desde el DEM (digital elevation model) del área y desde imágenes de satélite Landsat ETM. . . . . . 117
Figura 52. Representación esquemática del colapso San Marcos. Para el evento de colapso de >
23ka AD uno de los más acreditados factores disparadores pudo haber sido la actividad simso-
tectónica. Después de la rápida pérdida de carga debido a la eliminación de parte del cono por le
colapso, y la consecuente despresurización del sistema magmatico, se dispara una erupción a
conducto abierto. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .121
Figura 53. Representación esquemática del colapso Tonila. Durante el evento que ha disparado la
AdE Tonila la abundante humedad presente en el ambiente contribuyó marcadamente en la
inestabilidad del edificio, y condicionó en la presencia de grandes cantidades de fluidos y con la
consecuente alteración hidrotermal.
Una probable actividad freática pudo haber disparado el colapso y, como para el evento San Marcos,
hubo ascenso de magma por el conducto. El contacto entre el magma y el agua presente en el
edificio se tradujo en grandes pulsos hidromagmaticos.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126
xvii

Índice de tablas
Tabla 1. Grandes colapsos volcánicos y su erupción asociada desde el 1700 A.D. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .5
Tabla 2. Eventos de colapsos volcánicos del Volcán de Fuego y de las avalanchas de escombros
asociadas según autores previos en los últimos 45000 años. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..35
Tabla 3. Descripción de los depósitos de avalancha de escombros y de los depósitos piroclasticos y
volcaniclásticos encontrados en el presente trabajo; fM = facies de Matriz, co = colorada, cr = rica
en clastos, cocr = colorada rica en clastos, h = hibrida. Para los depósitos piroclasticos y
volcaniclasticos la letra mayúscula indica la granulometría (C=ceniza, L=lapilli, B=bloque, A=arena,
G=grava, C=canto), las letras minúsculas indican la apariencia general del depósito (cs=clasto
soportado, ed=estratificación difusa, m=masivo, e=estratificado, ex=estratificación cruzada). . . . . 39
Tabla 4. Limites granulométricos de las clases adoptadas en el presente trabajo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42
Tabla 5. Contenidos en% de grava, arena, limo y arcilla en las muestras de los depósitos de AdE San
Marcos y Tonila. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .99
Tabla 6. En la tabla vienen reportados los parámetros estadísticos (Mz, !, Sk, Kr) para ambos depósitos
de AdE-San Marcos y Tonila. Los afloramientos están organizado desde el más cercano hacia el más
distal del origen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101
Tabla 7. Parámetros estadísticos (Mz, !, sk, kr) para el depósito de AdE Pungarehu. Los afloramientos
están organizados del más cercano hacia el más distal del origen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105
Tabla 8. Contenidos de grava, arena, limo y arcilla en las muestras del depósito de AdE. . . . . . . . . 106
Tabla 9. Resultados del análisis de componentes de la granulometría 0! (1mm). La fracción ha sido
dividida en cristales, pómez, líticos vesiculados y líticos para un total de 12 muestra. . . . . . . . . . . . . . 114
xviii

1. Introducción
Capítulo 1
La dinámica de los volcanes activos en su crecimiento y desarrollo como estructuras en
evolución está caracterizada por episodios de colapso provocados por distintos factores ya
sea endógenos o exógenos, fenómenos que han ocurrido en numerosos volcanes del
mundo (Siebert et la. 1987, McGuire, 1996). La creciente valoración, en las últimas décadas,
del significado volcanológico de las grandes avalanchas de escombros volcánicas y de los
flujos de escombros de grande magnitud asociados, ha motivado el presente trabajo para
investigar los factores que promueven estos tipos de eventos.
El trabajo aquí propuesto representa el cumplimiento de un proyecto de doctorado
enfocado a la comprensión de los procesos volcánicos responsables del origen y
emplazamiento de depósitos asociados al colapso sectorial del volcán de Colima. Hasta la
fecha, la mayoría de los trabajos realizados se han enfocado principalmente a la
descripción estratigráfica de los productos piroclaclásticos emitidos durante su actividad
eruptiva histórica (Luhur et al., 1982; Robin et al., 1991; Rodríguez, 1995; Saucedo et al.,
2001; Luhr et al., 2006; Luhr et al., 2009), a la petrografía y geoquímica de estos (Luhr et al.,
1990; Mora et al., 2002; Savov et al., 2008) y al sistema de drenaje y formación de lahares
que afectan los flancos del volcán (Davila et al., 2007). Por el contrario, existe un numero
limitado de trabajos sobre la estratigrafía y origen de los depósitos de avalanchas de
escombros (AdE), y flujos de escombros asociados (FdE), que han caracterizado de manera
importante la historia eruptiva de este estratovolcán (Robin et al., 1987; Luhr et al., 1988;
Siebe et al., 1992a/b; Navarro et al., 1994; Komorowski et al., 1997), y solamente algunos de
ellos presenta un análisis estratigráfico exhaustivo para un determinado evento (Cortes,
2002; Cortes et al., 2010).
El objetivo del presente trabajo es entender las causas de la inestabilidad de un edificio
volcánico así como el posible mecanismo disparador del colapso a partir de las
características texturales macroscópicas y microscópicas del depósito de avalancha y de su
relación estratigráfica con secuencias piroclásticas y volcaniclasticas contemporáneas. Este
objetivo se basa sobre la hipótesis de que la secuencia estratigráfica permite reconstruir el
evento de colapso en sus distintas etapas, y que las características de los depósitos
1

Capítulo 1
originados reflejan la condición del edificio volcánico antes del evento, así como la
interacción con factores exógenos como el clima. Una contribución original que deriva del
presente trabajo reside en la correlación entre los eventos estudiados con las condiciones
paleo-climáticas, observando como estas hayan jugado un papel importante en la
inestabilidad del edificio volcánico, en los mecanismos disparadores y en la movilidad de
los flujos resultados por el colapso.
Para poder lograr este objetivo el trabajo fue dividido en distintas fases:
• Estudio estratigráfico escala 1:5000 del sector sur-este del Volcán de Colima. Se
decidió trabajar en este sector ya que hacia el sector S-O ya existe un trabajo
detallado (Cortes et al., 2010) y así contribuir al mejor conocimiento de la
estratigrafía del Volcán de Colima. Las salidas a campo se desarrollaron en
distintos periodos entre el mes de febrero de 2009 y el mes de octubre de 2010.
• Correlación estratigráfica de la secuencia aflorante en las distintas barrancas
(Arena-Rosario – cap. 4.4.2, Muerto – cap. 4.4.3, Montegrande-Los Lobos – cap.
4.4.4) con base en las características de los depósitos y de su edad determinada
por medio de fechamientos por C14.
• Descripción textural de los depósitos estudiados utilizando el criterio de facies.
• Caracterización granulométrica en laboratorio.
• Estudio microscópico al microscopio de barrido de los componentes para la
determinación de texturas asociadas a su origen y mecanismos de transporte
Para poder ampliar el conocimiento de las grande avalanchas de escombro a través de
las comparaciones de depósitos semejantes en ambientes geodinámicos y climáticos
diferentes, además del trabajo desarrollado en Colima, se ha realizado una estancia en la
Isla Norte de Nueva Zelanda, en el volcán andesítico Taranaki. Se escogió dicho volcán por
su similitud en cuanto a frecuencia de colapsos durante su historia eruptiva, y por la
relación que estos tienen con respecto a las condiciones climáticas al momento del
colapso. El trabajo se desarrolló con varias salidas a campo en un periodo de tres meses
comprendido entre enero y mayo de 2011 con un enfoque puramente textural, aunque
otros aspectos se tomaron en cuenta durante la campaña en el Taranaki. El objetivo
2

Capítulo 1
principal es describir y caracterizar de manera más completa y ordenada el depósito de
AdE Pungarehu y comparar sus características con las de los depósitos estudiados al
Volcán de Colima y, en particular, con el depósito de AdE Tonila, ya que ambos comparten
texturas similares, principalmente en porciones mas dístales y/o marginales del cuerpo de
avalancha.
Dicha comparación nos permite desarrollar un modelo de caracterización único para
los grandes depósitos volcaniclasticos de avalancha que presentan características similares
en ambientes geodinámicos y climáticos muy distintos y así mismo entender mejor sus
orígenes, sus mecanismos de transporte y la amenaza volcánica relacionada.
3

2. Factores que afectan a la estabilidad de un edificio volcánico
Capítulo 2
Los efectos asociados a un colapso sectorial de un edificio volcánico suelen ser de gran
magnitud. La destrucción parcial del edificio origina avalanchas de escombros que pueden
devastar áreas con extensiones de varias decenas de kilómetros. Estos flujos destructivos
pueden viajar a grandes velocidades, cubrir grandes áreas, superar barreras topográficas y
modificar completamente la topografía de un área en segundos (tab. 1). La típica cicatriz
en forma de herradura que se forma después de un colapso lateral no siempre es
reconocible en edificios antiguos debido a que la actividad posterior puede reconstruir
totalmente el aparato volcánico y enmascarar estructuras antiguas.
Un evento de colapso volcánico puede ocurrir a distintas escalas y en un intervalo de
tiempo muy variable. Los eventos que involucran volúmenes pequeños de material
ocurren con intervalos de tiempo del orden de semanas o meses, mientras que los eventos
más grandes son caracterizados por frecuencias de decenas a cientos de miles de años
(McGuire, 1996).
La porción de un volcán que se desliza depende de las condiciones del edificio y de la
efectividad de los factores de inestabilidad; sin embargo, generalmente no excede del 10%
del volumen total del edificio (Siebert, 1996).
El estudio de este tipo de fenómeno se intensificó después de la erupción cataclismica del
volcán Monte Saint Helens (EEUU) del 18 de Mayo de 1980. Esta erupción representa el
único caso en donde se ha observado directamente el colapso parcial del edificio
volcánico y las modalidades de emplazamiento de los depósitos asociados (Lipman y
Mullineaux, 1981; Glicken, 1996).
Aunque la erupción del Saint Helens representó un evento de gran importancia para la
comprensión de los fenómenos ligados al colapso de un edificio volcánico, las causas que
originan estos eventos pueden ser múltiples.
Es necesario subrayar la diferencia entre los factores que definen el grado de
inestabilidad en los edificios volcánicos y los mecanismos disparadores del colapso de los
edificios mismos. En efecto los mecanismos que pueden disparar el colapso de un edificio
volcánico pueden ser independientes de las causas que determinan su inestabilidad. El
4

Capítulo 2
sector de un edificio puede ser caracterizado por un elevado grado de inestabilidad por
ejemplo debido a una profunda alteración hidrotermal y colapsar por distintos
mecanismos disparadores como un sismo o la gravedad. Las causas de inestabilidad de un
edificio volcánico pueden ser múltiples y estar directamente relacionadas a la actividad
volcánica, a la estructura del edificio y del basamento, a la alteración hidrotermal y a
factores climáticos externos como lluvias abundantes (fig. 1).
Los colapsos relacionados con actividad volcánica (fig. 1) han sido clasificados en
Bezymianny, si la actividad que la provoca es solamente magmática y Bandai, si presenta
una componente freática.
Los colapsos tipo Bezymianny toman su nombre del evento ocurrido en 1957 en el
Volcán Bezymianny (Kamchatka) y son relacionados con actividad principalmente
magmática (Gorshkov, 1959; Bogoyavleskaya et al., 1981). Otros volcanes alrededor del
mundo han sido caracterizados en tiempos históricos por una actividad de este tipo como
en el caso de los volcanes Saint Helens (1980, EEUU), Shiveluch (1964, Kamchatka),
Harimkotan (1933, islas Kuriles), Augustine (1883, Alaska), Oshima-Oshima (1741, Japón),
Komagatake (1640, Japón).
Tabla 1 Grandes colapsos volcánicos y su erupción asociada desde el 1700 A.D.
Volcán Region Año
Tipo de
erupción
VEI
Volume
avalancha
km 2 Km 3
St.Helens EEUU 1980 Bezymianny 5 64 2.5
Ili Werung Indonesia 1979 Unzen ? - - 0.05
Shiveluch Kamchatka 1964 Bezymianny 4 98 1.5
Bezymianny Kamchatka 1956 Bezymianny 5 30 0.8
Harimkotan Is. Kurile 1933 Bezymianny 3 - -
Chirinkotan Is. Kurile 1900 Bandai ? - - -
5

Bandai Japón 1888 Bandai 4 34 1.5
Ritter Island Melanesia 1888 Bandai 2 - (4-5)
Augustine Alaska 1883 Bezymianny 4 25 ? -
Sinarka Is. Kurile 1872 Bezymianny 3 - -
Shiveluch Kamchatka 1854 Bezymianny 5 - -
Unzen Japón 1792 Unzen 2 15 0.34
Papandayan Indonesia 1772 Bandai 3 18 0.14
Oshima-
Oshima
Japón 1741 Bezymianny 4 - (0.4)
Capítulo 2
La intrusión de un criptodomo provoca la deformación y consiguiente
desestabilización de uno de los flancos del volcán. La actividad sísmica relacionada al
ascenso del magma puede disparar el inicio del colapso de una porción del edificio. El
deslizamiento de una porción del volcán está asociado con una explosión dirigida (blast)
causada por la rápida despresurización del sistema hidrotermal (Belusov et al., 2007).
Tanto el depósito de avalancha como el depósito de blast contienen fragmentos de
material juvenil provenientes del criptodomo que originó la deformación del volcán.
La actividad explosiva tipo Bandai (Moriya, 1980), nombre debido a la actividad
ocurrida en 1888 en el volcán Bandai-San (Japón), se asocia a actividad freática con el
colapso del edificio sin que haya actividad magmática posterior y material juvenil en el
depósito asociado. Ejemplos históricos de esta actividad se tienen en los volcanes Ritter
Island (1988, Papua Nueva Guinea), Papandayan (1772, Indonesia), Iriga (1628, Filipinas).
Otra causa de inestabilidad de un edificio volcánico está relacionada a la estructura del
edificio mismo (fig. 1). La altura a la cual los grandes estratovolcanes pueden crecer está
limitada por el ángulo de reposo de los materiales que los constituyen. Una vez superado
este valor límite, el edificio se vuelve inestable y tienen lugar colapsos de origen
gravitacional (Schneider y Fisher, 1998; Bernard, 2008).
El comportamiento del basamento sub-volcánico (fig. 1) es también importante como
en el caso del volcán Socompa en Chile. El último colapso del volcán (

Capítulo 2
relacionado a una propagación gravitaciónal lateral (“gravitational spreading”) como
consecuencia del crecimiento del edificio que representa un incremento de la carga
litostática sobre un basamento dúctil. La consiguiente deformación de las rocas debajo del
edificio volcánico dependen de las propiedades del material que constituye al volcán y su
substrato (van Wyk de Vries et al., 2001, Norini et al., 2010b).
El grado y tipo de alteración hidrotermal (Day, 1996; Kerle et al., 2001; Reid, 2001), ya
sea debido a una componente magmática (cuerpo intrusivo) o por circulación de fluidos
en fracturas o fallas relacionadas con el sistema tectónico, es un aspecto que caracteriza a
todos los edificios volcánicos (fig. 1). Un proceso muy común debido a este tipo de
actividad es la removilización de elementos móviles de las rocas que pueden así dar
origen a minerales arcillosos. El elevado contenido de arcilla disminuye la permeabilidad
de las rocas y promueve la retención de agua manteniendo saturada la masa rocosa. Así
que un aumento de la presión de poro en la roca, por la ocurrencia por ejemplo de
abundantes lluvias (fig. 1), debilita el edificio al aumentar la tasa de deformación y
ocasionando el colapso parcial del volcán. Como ya se ha mencionado, los fenómenos que
causan la inestabilidad de un volcán son independientes de los mecanismos disparadores
que caracterizan el mismo.
El colapso de un edificio volcánico puede ser disparado directamente por actividad
magmática asociada a la intrusión de un cuerpo magmático o a una intensa actividad
explosiva (grandes erupciones) o efusiva con la depositación de material piroclástico y
lávico sobre los flancos que pueden destabilizar al edificio (McGuire, 1996).
Además, la intrusión de diques puede ocasionar cambios en la presión de poro en el
sistema magmático y el aumento de la pendiente de las laderas del volcán dando inicio así
al colapso (Day, 1999; Rust, 2005).
Sismos regionales y temblores pueden jugar también un papel importante en el
colapso de un edificio volcánico y pueden estar relacionados a esfuerzos regionales (zonas
de subducción y tectónicamente activas) o a tensión interna del volcán (enfriamiento de
cuerpos magmáticos o deformación) (Pulgarín, 2000; Scott et al., 2001). En el caso de que
un sismo (fig. 1) sea el mecanismo disparador del colapso se habla de actividad tipo Unzen
(Ui, 1985, Siebert et al., 1987) así denominada debido a la actividad de 1792 ocurrida en el
7

Capítulo 2
8

Capítulo 2
Volcán Unzen, Japón. Después del gran deslizamiento no hubo ningún tipo de actividad
magmática o explosiva asociada a este evento.
Se ha observado que en estos casos la dirección preferencial de deslizamiento
depende de lineamientos estructurales que afectan al edificio mismo y normalmente
coincide con la dirección de máxima distensión del régimen tectónico que actúa.
El agua es otro mecanismo disparador que puede afectar a un volcán. Los
deslizamientos ocurridos durante la temporada de lluvias abundantes y de huracanes
pueden ser de gran tamaño. Lo que ocurrió en el Volcán Casita (Nicaragua, 1998)
representa un ejemplo perfecto. El fallamiento que ocasionó el deslizamiento se desarrolló
a partir de un escarpe pre-existente en el flanco sur del volcán y dio origen a un flujo de
escombros. La causa del fenómeno fue el aumento de la presión de poro por la presencia
de abundante agua intersticial que alcanzó a superar las presiones confinantes
provocando así el derrumbe (Kerle, 2001; van Wyk de vries, 2000).
Si bien la actividad explosiva y/o efusiva de un volcán, los temblores internos, los
sismos regionales, la acción del agua y todos los factores endógenos y exógenos que
afectan la inestabilidad de un edificio volcánico juegan un papel fundamental, el factor
más importante, que en alguna manera los reúne todos, es la gravedad.
Considerar la gravedad como un factor de inestabilidad o como un mecanismo
disparador de un colapso no es totalmente correcto. Sin embargo, la posibilidad de que un
edificio volcánico colapse bajo la fuerza de la gravedad se debe primariamente a la
ocurrencia de otros factores como la progresiva destabilización tectónica del edificio por
fallas, cambios en el nivel del mar en caso de islas volcánicas, alteración del material que
compone el edificio, erosión o regresión glacial. Sin embargo, es asimismo legítimo
considerar la gravedad como un factor que contribuye al desarrollo de inestabilidad y a la
iniciación de fallamientos estructurales. No simplemente influencia directamente el
régimen de estrés del edificio volcánico favoreciendo el aumento de la desestabilización
por el crecimiento siempre mayor del edificio en el tiempo, o controlando fenómenos
como el exceso de la pendiente y sobrecarga, además suministra la energía necesaria para
el transporte del material que se desliza.
9

Capítulo 3
3. Caracteristicas, mecanismos de transporte y depositación de las
avalanchas de escombros.
3.1 Introdución
Los depósitos de avalanchas de escombros (AdE) forman unidades deposicionales de
gran espesor, no estratificadas, con límites bien definidos y con pendientes abruptas. Estos
depositos estan caracterizados por movimientos rápidos controlados por gravedad como
consecuencia de colapsos laterales de grandes edificios volcanicos y estan formados por
material rocoso incoherente o semi-incoherente mal selecionado y porciones de suelo y/o
substrato erosionados durante el trasporte (Siebert, 1984; Capra et al, 2002b; Bernard et al.,
2009). Ademas, tienen volumenes de decenas de km 3 , pueden cubrir areas de varias
centenas de km 2 y viajan por decenas de km del origen con velocidades que pueden llegar
hasta 150 m/s (Siebert, 2002; Siebert et al., 2004; Shea et al., 2007). Estas caracteristicas se
traducen en un gran potencial destructivo que puede causar daños directos a la población
o por eventos catastroficos secundarios como tsunamis o lahares.
Los depositos de AdE volcanicos son una fuente importante de acumulación de
sedimentos a los pies del vólcan y sus espesores pueden alcanzar cientos de metros de
altura en valles estrechos (Bernard y van Wyk de Vries, 2009). Flujos de escombro cohesivos
representan una tipologia peculiar de depositos asociados al colapso de un edificio
volcánico con alteración hidrotermal y con abundantes fluidos. Se originan por una
transformación lateral de una avalancha de escombros durante su movimiento. Por eso,
por ejemplo, estos depósitos comparten con la avalancha características texturales
similares como monticulos y estructuras tipo jigsaw (Capra y Macías, 2002a). Finalmente, es
tambien muy recurrente que las avalanchas de escombros se removilizen en flujos de
escombros masivo de gran volumen. Así que distinguir los depositos originales de los
productos retrabajados es a veces complicado para la comprensión geológica y evaluación
del riesgo debido a su diferente origen, frecuencia e impacto ambiental (Bernard y van
Wyk de Vries, 2009).
Las características superficiales de los depositos de AdE estan relativamente bien
estudiadas, lo que aún no es bien conocido son las estructuras internas (Mehl y Schmincke,
10

Capítulo 3
1999), su génesis y transporte. La gran mobilidad de estos cuerpos aún no esta explicada
con claridad. Generalmente los escombros de una avalancha se mueven según la fuerza de
gravedad, sin la acción de un medio continuo, o sea sin la acción, adentro, arriba o abajo,
de agua, aire o hielo (Mehl y Schmincke, 1999).
La movilidad de los flujos de AdE depende primariamente de la interacción entre cada
partícula, de la interacción con el substrato, y un eventual contenido en agua de fluidos
hidrotermales (Glicken, 1996).
3.2 Características texturales
Los depósitos de AdE están constituidos por material heterogéneo, mal seleccionado
(varía de arcillas a bloques), fracturado, fragmentado y variablemente alterado (Clavero et
al., 2005; Capra et al., 2002b). La distribución de los bloques adentro del depósito es
heterogénea, ya que ocurre disgregación y fragmentación durante el trasporte, además de
la incorporación de fragmentos de suelo, clastos aluviales redondeados, sedimentos
lacustres (Fig. 2a) y fluviales, así como segmentos estratificados intactos de material
piroclastico trasportados sin un significativo trastorno (fig. 2b).
Es interesante como Bernard et al. (2008) describen para el vólcan Chimborazo,
Ecuador, una carencia de bloques con diámetros superiores a 1 m dentro del depósito, lo
cual es un aspecto similar a lo que Glicken (1996) describe en la AdE del Mt. St. Helens. Esto
indica que el material en proximidad a la fuente ya estaba brechado in situ y/o fracturado
en el instante del deslizamiento debido a la dilatación del material al cambiar la presión
confinante, mecanismo que origina los fragmentos en rombecabeza. Así que la
fragmentación durante el trasporte asume una importancia relativa.
Los bloques fracturados (jigsaw) se consideran una característica distintiva de los
depósitos de avalancha de escombros (Fig. 3), ya que no se han observado en otros
depósitos volcaniclásticos. Estos bloques se generan debido a la propagación repetida de
ondas de esfuerzos de compresión y dilatación generadas durante las etapas iniciales del
colapso cuando la masa se desprende del edificio. Los clastos que componen el jigsaw no
se disgregan y mantienen su misma posición gracias a la carga litostática de la masa en
movimiento (Takarada et al., 1999; Glicken, 1996; Komorowski
11

Capítulo 3
12

Capítulo 3
et al., 1991) y solamente en las partes distales del flujo se dilatan con la separación
entre los distintos fragmentos, textura definida por Palmer et al. (1991) de dominios.
En muchos casos las superficies de los bloques dentro del depósito muestran fracturas
térmicas pre-existentes y/o fracturamiento (jointing) por intemperismo, indicando que las
rocas originales del estratocono se desintegraron preferencialmente a lo largo de
debilidades estructurales pre-existentes durante la depositación de la avalancha (Clavero
et al., 2002). La tendencia general del depósito muestra una disminuición del tamaño de
los bloques hacia las partes distales de la fuente, indicando la disgregación de los cuerpos
durante el transporte (Glicken et al., 1996) y la disminución, con la distancia, de la
capacidad de transporte del flujo. Clavero et al. (2002) describen en el Parinacota fracturas
frescas y angulares en algunos bloques, en particular en los bloques distales más
pequeños, indicando que la fragmentación ocurre tambien durante los estadios finales de
depósito sobre todo para los bloques que se encuentran hacia la porción superior del flujo
en donde tienen espacio para poder collisionar. Shea et al. (2007) evidencian cómo, en la
avalancha “Las Isletas” del vólcan Mombacho, los bloques más frescos presentan
características angulosas, en cambio, los bloques alterados están redondeados.
Siebert et al. (2004) describen secciónes de los montículos en facies de bloques de la
avalancha Acajutla del volcán Santa Ana (El Salvador) que muestran unidades “moteadas”
de varios colores del edificio original trasportadas relativamente intactas desde el origen
(Bernard et al., 2009). La variabilidad de los colores puede ser debida tanto a la diferencia
composicional del depósito, como a la alteración de flujos hidrotermales. El alto contenido
de minerales arcillosos en la matriz usualmente indica que el depósito se ha originado a
partir de un edificio volcánico con alteración hidrotermal (Shea et al., 2007).
Las avalanchas de escombros en muchos casos son flujos secos por no presentar
vesiculas, burbujas, caracteristicas que evidencian la circulación de agua. Así mismo, otro
aspecto muy común en estos tipos de depósitos son las inyecciones de matriz dentro de
fracturas en los bloques (Schneider y Fisher, 1998; Clavero et al., 2005; Bernard et al., 2009).
Loa diques clásticos son estructuras bastantes comunes que evidencian la inyección de
material en zona del flujo en distensión, asi como hacia la base en el caso de que el flujo de
AdE se desplace sobre de un substrato parcialmente saturado en agua. La presión del flujo
13

Capítulo 3
causará un aumento de la presión de poro en el substrato que se comportará como un
fluido capaz de lubricar la base del flujo (mayor movilidad) e intrusionarse en su parte
basal (Clavero et al., 2005; Caballero, 2007). Así como las estructuras jigsaw ya descritas,
existen otras marcadas características de los depositos de avalancha de escombro a
diferentes escalas.
Las fracturas que se encuentran a nivel macroscopico, se presentan tambien a nivel
microscopico, y son inducidas mecánicamente durante el trasporte.
Estas fracturas penetran profuntamente a las particulas, tienen contornos filosos,
muestran evidencias de desplazamiento lateral, forman estructuras de pull-apart (Fig. 4a) y
pueden tener aberturas que varian entre 0.5 a 5 nm (Komorowski et al., 1991; Schneider et
al., 1998).
Otra característica que se encuentra a escala microscopica se define como textura
Hackly (Komorowski et al., 1991) y consiste en fracturas cóncavas o planas con escamas
abundantes que se concentran en la superficie de las particulas (Fig. 4b). La textura Hackly
fue descrita en los volcanes Mt St. Helens (Komorowski et al., 1991), Shiveluch (Belousov et
al., 1999), Parinacota (Clavero et al., 2002) Ollagüe (Clavero et al., 2005), Nevado de Toluca
(Caballero y Capra, 2011) y atestigua los impactos particula-particula durante el transporte.
Muchas marcas de impacto vienen descritas por Clavero et al. (2002) en el Parinacota,
evidenciando que estas ocurren particularmente sobre superficies intemperizadas de los
bloques. Estas se definen como depresiones superficiales de 1-5 cm de diametro y 0.5-1.5
cm de espesor con forma definida como “shallow dish” (plato llano). Algunos bloques
presentan marcas de impacto en diferentes lados, sin embargo, más por lo regular,
solamente un lado presenta un gran número de marcas de impacto. Estos autores
describen también algunas marcas de impacto sobre las superficies de los montículos
debido a proyectiles libres que impactaron inmediatamente despues del emplazamiento
del montículo.
14

Capítulo 3
15

Capítulo 3
Otra característica distinuguible y peculiar de las avalanchas de escombros volcánica
(Fig. 5) son los monticulos (hummocks) que representan en parte la base principal para el
reconocimiento de estos grandes depósitos alrededor del mundo (Siebert, 1984; Glicken,
1996). La morfología de montículos es importante para comprender la dinámica de
trasporte y emplazamiento del flujo. En areas proximales al volcán, la superficie de los
depósitos de AdE generalmente está formada por estos cuerpos, normalmente
compuestos por bloques de la misma avalancha (Glicken, 1996). En áreas distales, la
superficie es generalmente plana con pocos montículos de menor tamaño pero
caracterizada por la presencia de levees laterales y un frente abrupto definido por la
ausencia de flujos de escombro transformados a partir de la avalancha (Capra et al, 2002a).
Sin embargo esto no se observa, por ejemplo, en el volcán Mombacho, Nicaragua (Shea y
van Wyk de Vries, 2007), donde la concentración máxima de los montículos en la avalancha
“Las Isletas” ocurre en su parte distal, mientras en su parte proximal no muestra
montículos. Sin embargo, en el mismo vólcan en la avalancha de escombros “El Crater”, la
distribución de los montículos cubre la mayor parte del depósito.
El tamaño de los monticulos muestra una tendencia general a disminuir con la
distancia de la fuente del colapso, aunque hay excepciones donde se observan grandes
cuerpos a mayores distancias. El volumen de los bloques contenidos en cada montículo
también muestra una tendencia general a disminuir con la distancia, aunque algunos
monticulos distales contienen bloques de gran tamaño comparados con los bloques
contenidos en montículos proximales (Clavero et al., 2002 y 2005).
Shea y van Wyk de Vries (2007) describen dos unidades que componen los montículos
con caracteristicas texturales diferentes, y que influeyen en su forma y tamaño. Cuando
estan formados por unidades “block-rich” (block facies-Glicken, 1991), los montículos
muestran altas pendientes y cimas agudas. Al contrario de cuando estan formados por
unidades block/matrix (mixed facies-Glicken, 1991), tienen pendientes con un menor
ángulo y cimas redondeadas. Considerando que las unidades block/matrix se encuentran
en áreas más distales se puede afirmar, en acuerdo con Clavero et al. (2002) y Clavero et al.
(2005), que la pendiente de los montículos generlamente muestra tendencia a disminuir
con la distancia.
16

Capítulo 3
17

Capítulo 3
Para finalizar, la relacion altura/diámetro decrece con la distancia, aunque en áreas
proximales es posible encontrar montículos con un bajo valor en esta proporción.
Shea et al. (2007) describen los montículos como sucesiones de horsts y grabens en
acuerdo con Voight et al. (1983) y Gliken (1996). En general, en el campo, es complicado
distinguir este tipo de estructuras dentro de los montículos, generalmente debido a la
naturaleza no-estratificada de los depósitos. La presencia de capas de material exótico,
atrapado durante el transporte, que mantienen su estratificación original, puede ayudar a
mostrar este tipo de modelo. La presencia de fallas normales en estos materiales
estratificados, sugiere que la dinámica dominante durante el trasporte es de tipo
extensional, lo cual confirma el modelo de horst y graben.
Usualmente una AdE se propaga en múltiples direcciones y la orientación de los
montículos podria reflejar este aspecto. Por lo tanto, los montículos cercanos a la parte
central del depósito y hacia la cima del volcán tendrán una elongación paralela al flujo,
mientras aquellos cercanos a los bordos laterales tendrán una orientación oblicua (Shea y
van Wyk de Vries, 2007; Clavero et al., 2002).
3.3 Movilidad de las avalanchas
Las avalanchas de escombros volcánicas y no-volcánicas son, como se ha asentado
previamente, cuerpos de gran volumen que de deslizan bajo la fuerza de la gravedad en
las pendientes de un volcán. Una importante característica propia de estos movimientos
en masa es la enorme distancia alcanzada, mobilidad que puede ser calculada con el
coeficiente de fricción aparente (coeficiente de Heim) que corresponde a la relación entre
el desnivel (H) y la distancia recorrida (L) por el flujo (Hsü, 1975; Hayashi y Self, 1992;
Straub, 1996). Para grandes avalanchas de escombros, Siebert (1984 y 1987) propuso un
valor promedio de relación H/L de 0.11, aunque, valores mucho más bajos se encuentran,
por ejemplo, en el volcán Socompa (H/L=0.03 - van Wyk de Vries et al., 2001); en el vólcan
Santa Ana para la avalancha Acajutla (H/L=0.05 – Siebert et al., 2004); en Indonesia para la
avalancha Raung (H/L=0.04 – Siebert, 2002); así como en el Pico de Orizaba en Mexico
(H/L=0.05 – Carrasco et al., 1993).
18

Capítulo 3
El valor del coeficiente de fricción aparente muestra tambien una relación con el
volumen de una avalancha. En efecto, el valor H/L muestra la tendencia a ser inversamente
proporcional al volumen del depósito.
Glicken (1996) evidencia cómo las grandes avalanchas de escombros volcánicas tienen
más mobilidad (coeficiente H/L mas bajo) que las no-volcánicas de mismo tamaño, en
acuerdo con otros autores (Ui, 1983; Siebert, 1984; Alvarado et al., 2004). Esta diferencia se
asocia a la despresurización de los sistemas magmáticos y/o hidrotermales (blast) que
generalmente acompañan el depósito de las avalanchas. Además, el material no
consolidado o mal consolidado de los estratovolcanes, a diferencia de las montañas,
podria contribuir a la gran mobilidad de este tipo de fenómenos.
La implicación de una actividad magmática y/o hidrotermal durante el evento de
colapso y deslizamiento de una avalancha de escombros esta bien descrito para el Mt. St.
Helens (Glicken et al., 1981; Glicken, 1996). Sin embargo, esta componente no siempre se
encuentra o es difícilmente reconocible en depósitos antiguos. En la descripción de la
avalancha “Las Isletas” del vólcan Mombacho por ejemplo, Shea et al. (2007) evidencian la
ausencia de material juvenil dentro del depósito, o depósitos juveniles asociados al evento
(blast), concluyendo que la avalancha no esta asociada a una erupción magmática.
Las avalanchas de escombros usualmente tienen la capacidad de superar obstaculos
topográficos, como está descrito en muchos ejemplos alrededor del mundo (Takarada et
al., 1999; Clavero et al., 2002; Clavero et al., 2005). La avalancha Ollagüe, por ejemplo
(Clavero et al., 2005), sobrepasó un obstaculo de 60 metros en su parte proximal, así como
un cono piroclástico erosionado de 20 metros de altura en su parte distal a 12 km de la
fuente. Estos autores usando la formula base v=(2gh) 1/2 , que convierte toda la energia
cinética en energía potencial, estimaron la velocidad mínima del flujo de avalancha en
estos puntos. Excluyendo la fricción basal, considerando una gravedad “g” constante y “h”
como la altura de los obstaculos, se obtiene una velocidad de 35 m/s (120 Km/h) en su
parte más proximal y 20 m/s en su parte distal. Estos valores son bajos comparados con las
altas velocidades descritas para otras avalanchas de escombros (Vólcan Lastarria: Naranjo y
Francis, 1987; vólcan Gran Canaria: Mehl et al., 1999; vólcan Tashirodake: Takarada et al.,
19

Capítulo 3
1999; vólcan Parinacota: Clavero et al., 2002; vólcan Llullaillaco: Richards y Villeneuve,
2004).
3.4 Mecanismos de trasporte y emplazamiento
La causa de la mobilidad y trasporte de las avalanchas de escombros esta aún poco
clara. Algunos mecanismos de lubricación son propuestos y utilizados para explicar su
elevada movilidad.
Shreve (1968) propuso la presencia de una capa de aire atrapada en la base de la masa
en movimiento reduciendo así la fricción con el sustrato durante el trasporte. En el trabajo
de Shreve se propone que la pérdida de aire debida al escape a través de los escombros
que se deslizan, puede ser un factor importante en la fluidización. La fluidización gaseosa
por incorporación de aire propuesta por Shreve (1968) y apoyada en la teoría de Kent
(1966), o la vaporización de agua de poro de Habib (1975), no pueden ser usadas
universalmente para explicar la gran movilidad de estos cuerpos, como por ejemplo, para
las avalanchas de escombros que se reconocieron en Marte (McEwen, 1989) y en la luna
(Howard, 1973) donde no se encuentra ni aire ni agua.
Sin embargo Glicken (1996) evidencia que la fricción interna puede ser reducida por la
presencia de fluido intersticial. El agua probablemente reduce el número y/o la intensidad
de colisiones de las partículas disminuyendo la dispersión de energía, la fricción interna y
la fricción a fluir. Cuando el agua se transforma en vapor aumenta esencialmente en
volumen, esta expansión tiene el efecto de conducir la particulas en movimiento,
aumentar la dilatación y disminuir aún mas la fricción interna. Es importante subrayar aquí
que este mecanismo implica que el fluido se encontraba ya en la masa antes del colapso.
Algunos autores propusieron una lubricación por fusión de las rocas del basamento por
fricción durante el trasporte (Erismann, 1979). La fricción, sin embargo, tiende a frenar el
cuerpo en movimiento más bien que facilitarlo.
Melosh (1983) propuso la idea de una fluidización acústica que explica cómo la
disminución de la fricción interna entre las partículas debido a vibraciones de alta
frequencia podria aumentar mucho la mobilidad. Las grandes avalanchas de roca pueden
20

Capítulo 3
adquirir enormes cantidades de energía acústica durante su caída inicial. El movimiento de
los escombros causa un empuje interno que se propaga en forma de ondas elásticas, cuya
energía puede fluidizar los escombros de roca y permitir el flujo rápido y contínuo.
Una teoria aún debatida es aquella propuesta por Bagnold (1954). Se basa en un
modelo de flujo granular dispersivo, en el que la colisión entre las partículas generan
esfuerzos dispersivos normales a las colisiones, ayudando a la suspensión del material
durante el trasporte. La presencia de un fluido intersticial es necesaria para este proceso
(Hsü, 1975) y el material muy fino adentro del deposito podria comportarse como un
fluido.
Sin embrago, Campbell (1989) consideró que no existe la energía suficiente para el
movimiento de la masa, ya que la energía se disipa rápidamente por la colisión anelástica
entre las partículas. Él propuso un mecanismo de fluidización auto-inducida donde la
avalancha de escombros viaja arriba de una capa delgada, diluida, constituida por
particulas altamente agitadas y de baja concentración.
Shea et al. (2007) aceptan y utilizan la teoria de Takarada et al. (1999) para explicar la
mobilidad y el trasporte de la avalancha “Las Isletas” en El Salvador. Las observaciones
realizadas soportan el modelo de “plug flow” (Takarada et al., 1999) donde el esfuerzo de
cizalla esta concentrado en la base del cuerpo en movimiento. El plug flow se mueve como
un cuerpo semirígido sujeto a una baja deformación o ausencia de deformación sobre la
capa laminar (laminar layer). La importancia de esta capa es fundamental para explicar la
lubricación basal y el modelo de Takarada et al. (1999). La presencia de un nivel basal de
material fino y con elevada presión de poro es una explicación para suponer una
atenuación del esfuerzo de cizalla y deformación durante el emplazamiento y dejar que el
cuerpo principal semi-rigido de la AdE pueda viajar sin deformación. Como ya se ha
explicado antes, existen claros ejemplos de un fluido basal que acompaña al
emplazamiento de una AdE (Clavero et al, 2005; Caballero, 2006). Por ejemplo, la
incorporación de sedimentos ricos en agua dentro de la matriz de una avalancha puede
favorecer la mobilidad, como sugiere Clavero et al. (2002) para la avalancha Parinacota en
Chile. Los autores describen una capa laminar basal constituida por sedimentos lacustres y
fluvioglaciales erosionados durante el emplazamiento del AdE. El volcán está construido
21

Capítulo 3
sobre una cuenca sedimentaria lacustre y, ademas, la parte superior de la cuenca de Leuca,
donde la avalancha se emplazó, está parcialmente ocupado por un lago y sedimientos
lacustres ricos en agua. La incorporación de estos sedimentos en la base de la avalancha,
pudo reducir la fricción basal y concentrar, en esta capa sedimentaria, el esfuerzo de cizalla
principal que permitió una más alta movilidad. Contrariamente, si se considera la
hipótesis de un movimiento en masa, sujeto a un esfuerzo de cizalla distribuido en todo el
cuerpo en movimiento, desde el techo a la base, la porción superficial de la masa deberia
viajar más lejano que los niveles basales. Esto no se ha observado en los casos estudiados
como el vólcan Mombacho, El Salvador (Shea et al., 2007), vólcan Shiveluch, Kamchatka
(Belousov et al., 1999) donde las caracteristicas del deposito indican más bien un modelo
de trasporte tipo plug flow.
La ocurriencia de grandes estructuras kettle hole (huellas glaciales) formadas por la
disolución de bloques de hielo glacial en el deposito, indica que una significativa cantidad
de hielo y nieve fue involucrada durante el colapso e incorporada en la avalancha (Clavero
et al., 2002). La disolución de hielo glacial podria contribuir al movimiento, pero para que
esto pueda suceder, el hielo debe fundirse durante el movimiento de la avalancha de
escombros (Glicken et al., 1996). Sin embargo, bloques de hielo permanecieron en la
superficie de la avalancha del St. Helens semanas despues de su emplazamiento (Gliken,
1996). Ademas las avalanchas de escombros tienen temperaturas bajas (< 98°) no
suficientes para fundir importantes cantidades de hielo en poco tiempo. Esto nos lleva a la
conclusión de que el aporte de agua que llega de los bloques de hielo transportado dentro
de un avalancha es un factor menor durante la rapidez (minutos) de emplazamiento de
estos flujos.
La mezcla de hielo fundido por capas glaciales y material compuesto por minerales
arcillosos resultantes de la alteración hidrotermal, puede contribuir a la trasformación
avalancha/lahar y aumentar la mobilidad del flujo (Siebert et al., 2004). No todos los
depósitos de avalancha presentan características relacionadas con contenidos más o
menos altos de agua. Por ejemplo la falta de cementación, la ausencia de evidencias de
circulación de agua (burbujas, estructuras de escape) y la ausencia de depósitos re-
22

Capítulo 3
trabajados como lahares y flujos de escombros (Belousov et al., 1999; Shea et al., 2007)
sugiere el carácter seco de algunos depósitos.
La presencia de un sustrato en la base de las avalanchas y la incorporación de material
exótico durante el trasporte, es documentado por muchos autores alrededor del mundo.
Clavero et al. (2005) por ejemplo, describen cómo el material “pre-avalancha” fue
involucrado en dos diferentes maneras, como bloques erosionados del fondo y
transportados por el flujo como dominios individuale, o como material inyectado desde el
fondo dentro de las fracturas presentes en la avalancha, lo que corresponde con el fluido
previamente descrito que se origina por la sobrepresión en el substrato parcialmente
saturado en agua (Bernard et al., 2008; Bernard et al., 2009).
Capas de calizas consolidadas, porciones de suelo, ignimbritas, depositos salinos,
depositos piroclasticos, aluviales o fluviales no consolidados (Belousov et al., 1999; van
Wyk de Vries et al., 2001; Clavero et al., 2002; Siebert et al., 2004; Shea et al., 2007) pueden
ser transportados como dominios coherentes, preservando su textura y estratificación
original. Esto es un punto importante para entender el tipo de deformacion y transporte
que caracteriza una AdE. La ausensia casi total de deformación en el material exotico
involucrado dentro del flujo indica que el deposito no ha tenido mucho esfuerzo de cizalla
interno durante el transporte y que los bloques dentro del depósito no sufrieron ni
rotación ni abrasión, confirmado tambien por la precencia de marcas de impacto (Clavero
et la., 2002).
A veces el material que está involucrado en las unidades basales de un depósito de
avalancha (mismo material responsable de la “lubricación” del flujo) está deformado por
plegamiento y fallamiento (van Wyk de Vries et al., 2001; Clavero et al., 2002; Clavero et al.,
2005). La deformación del sustrato es aun descrita en otros depositos de avalanchas de
escombros volcánicas, donde este fenómeno fue nombrado como estructura bulldozer
(Siebe et al., 1992a; Belousov et al., 1999). Aunque las estructuras bulldozer son mas
comunes en áreas marginales y en áreas distales al frente de la avalancha, pueden
inclusive ocurrir localmente en la parte central del depósito.
23

4. Volcán de Colima
4.1 Marco Geológico
Capítulo 4
El Complejo Volcánico de Colima (CVC) es un gran complejo andesítico localizado en el
sector occidental del Cinturón Volcánico Mexicano (CVM). El CVM es un arco volcánico
continental calc-alcalino que se extiende a través de México central y está asociado a la
subducción de las placas Cocos y Rivera por debajo de la placa de Norteamérica (fig. 6).
Este arco magmático continental presenta una longitud aproximada de 1000 km y
amplitud irregular de entre 80 y 230 km con una dirección preferencial E-W en la porción
central y oriental, mientras que en su porción occidental muestra una dirección WNW-ESE
(Gómez-Tuena et al., 2007). Geográficamente se extiende desde las costas del Pacifico a la
altura de Nayarit-Jalisco hasta las costa del golfo de México en el estado de Veracruz.
El CVC se ubica en particular en el graben de Colima (orientación NE-SW), que junto al
graben de Tepic-Zacoalco (orientación NW-SE) representa la fragmentación del Bloque
Jalisco de la placa de Norteamérica (Luhr et al., 1985) (fig. 6).
El CVC se compone de tres edificios volcánicos de composición andesítica, Cántaro,
Nevado de Colima y Volcán de Colima. Los tres centros eruptivos están alineados con una
orientación N-S relacionada a un sistema de fallas que afectan el CVC y que pudo haber
sido un factor importante en el proceso de migración del vulcanismo hacia el sur (Garduño
et al., 1998) y de su marcada inestabilidad que ha llevado a frecuentes, colapsos volcánicos
y emplazamiento de avalanchas de escombros (Norini et al., 2010b).
El basamento de este complejo volcánico está caracterizado por depósitos volcánicos y
volcániclasticos del Cretácico superior-Terciario temprano, así como por rocas
sedimentarias marinas del cretácico medio. Las secuencias de rocas marinas cretácicas
están intrusionadas por cuerpos batolíticos de composición granítica y granodiorítica de
edad igualmente cretácica. La distribución mas amplia de estos cuerpos se concentra hacia
el poniente del Volcán de Colima, en una región que se extiende hasta Puerto Vallarta
(Rodríguez, 1995).
24

Capítulo 4
25

Capítulo 4
Las rocas terciarias consisten de derrames de basalto y andesita, brechas volcánicas
dacíticas e ignimbritas, que afloran en pocas localidades debido probablemente a la
intensa erosión. Afloramientos de mayor extensión se encuentran distribuidos al Noreste,
Este y Sureste de Ciudad Guzmán, Jalisco, así como al este y Noreste del Poblado
Venustiano Carranza, Jal. (Cortés et al., 2005).
En la historia eruptiva del CVC se han reconocido numerosos eventos cataclísmicos,
como grandes colapsos laterales que dieron origen a depósitos de avalancha de
escombros (Robin et al., 1987; Luhr y Praestegaard, 1988; Stoopes y Sheridan, 1992;
Komorowski et al., 1993 y 1997, Cortes et al., 2002; Cortes et al., 2010). En algunos casos
flujos de escombros secundarios que se originaron de estos depósitos alcanzaron
distancias de más de 100 km (Capra y Macías 2002; Cortes et al., 2010).
4.1.1 Trabajos previos sobre el CVC
La bibliografía existente sobre el CVC y en particular sobre el Fuego de Colima es una
de las más amplias en comparación con otros volcanes mexicanos de sus mismas
características. Sin embargo, es necesario mencionar que la veracidad científica de los
datos sobre la actividad del volcán, publicados anteriormente a la erupción de 1869 es
escasa y confusa (Rodríguez, 1995), así que se mencionaran sólo los trabajos más
relevantes.
Entre los primeros autores y científicos que han estudiado el Volcán de Colima se
mencionan los siguientes: Sartorius (1871) quien hace una breve descripción de la
erupción ocurrida en 1869, Bárcena (1887), Ordoñez (1897), Arreola (1903) que presentan
pequeñas aportaciones científicos en la literatura sobre el volcán. Waitz (1906, 1915, 1921
y 1932) fue el primero en presentar un mapa geológico escala 1:50000 del Volcán de
Colima y una recopilación de los datos históricos y bibliográficos acerca del volcán. Fue en
el año 1961, con el trabajo de Mooser (1961), donde se describe la reactivación de la
actividad eruptiva del Volcán de Colima del año 1958, después de aproximadamente 40
años de reposo. Thorpe et al. (1977) hicieron referencia a la actividad efusiva de enero de
1976, y Demant (1978) hizo una primera interpretación volcanológica y petrogenética
realizando también un mapa geológico general escala 1:200000.
26

Capítulo 4
Durante los años ’80 se realizaron trabajos de relevancia científica con enfoque
químico-petrológico y con una visión más detallada de los depósitos y de los eventos que
han caracterizado la historia del Complejo Volcánico de Colima (CVC).
4.1.2 Volcanes El Cantaro y Nevado de Colima
La actividad volcánica del CVC inició con la formación del Volcán El Cantaro hace 1.7
Ma, y aun es poco lo que se sabe sobre este volcán. El Cantaro (19°42’N, 103°38’W; 2800
msnm) es un estratovolcán de composición andesítica caracterizado por la presencia de
rasgos semicirculares interpretados como estructuras de caldera que demuestran que en
su historia eruptiva ha sido afectado por erupciones explosivas de gran magnitud. El
edificio está formado por intercalaciones de derrames de lava, depósitos de flujo
piroclásticos y caída y está caracterizado por el crecimiento de una serie de domos de
composición dacítica. La actividad del volcán terminó hace 0.95±0.17 Ma (Allan y
Carmichael, 1984; Allan, 1986).
La migración hacia el sur de la actividad volcánica dio origen, hace 0.6 Ma, a la
formación del Volcán Nevado de Colima (19°33’N, 103°37’W; 4240 msnm). Según Robin et
al. (1987) la actividad del Nevado de Colima fue caracterizada por tres etapas, Nevado I-II-III
(fig. 7), asociadas la formación de estructuras de calderas (c1, c2, c3).
El volcán primitivo, Nevado I, representa la mayor parte del Nevado de Colima y los restos
de su antiguo edificio aún se pueden reconocer hacia el norte, noreste y oeste del actual
volcán. La fase efusiva inicial de construcción del edificio más antiguo terminó con una
erupción explosiva caracterizada por flujos de ceniza y material piroclástico de caída
asociado. El resultado de esta actividad explosiva fue un colapso lateral del edificio
volcánico que formó una estructura de caldera (c1). La construcción del Nevado I fue
caracterizada por un segundo edificio volcánico cuyo subsiguiente colapso generó otra
estructura caldérica (c2) visible en el sector occidental. Sin embargo, sus productos no han
sido aún claramente identificados.
Sobre esta caldera se desarrolló un tercer edificio volcánico de menor tamaño y
escasamente visible. Éste edificio ha sido destruido por un colapso lateral que ha dejado
27

Capítulo 4
28

una estructura semi-circular de 4 km de diámetro abierta hacia el sureste.
Capítulo 4
Esta caldera (c3) está asociada a uno de los más grandes y extensos depósitos de
avalancha de escombros del Complejo Volcánico de Colima disparado por una gran
erupción tipo “Saint Helens”. Stoopes y Sheridan (1992) describieron con más detalle el
depósito y determinaron una edad de 18,500 años para el evento. Los autores reportan
que el depósito de avalancha se extendió hasta una distancia de 120 km desde el edificio
volcánico (20 km por Robin et al., 1987) cubriendo un área de 2200 km 2 . Sin embargo,
Capra y Macias (2002) y Capra y Macias (2002) reportan que el mismo depósito (fig. 8) viajó
solamente 20 km hacia el SE (de acuerdo con Robin et al, 1987) obstruyendo el río Naranjo
en donde se fue formando un represamiento natural. La ruptura de este lago causó la re-
movilización de parte de la avalancha de escombros y de material erosionado por el cauce
del río Naranjo formando un flujo de escombros que viajó hasta la costa pacífica.
Unas de las formaciones más importantes relacionadas a la actividad del Nevado de
Colima es la que Mooser (1961) denominó como Formación Atenquique. Cortés et al.
(2005) en su mapa geológico describe la formación como una espesa secuencia
sedimentaria compuesta por flujos laháricos, fluviales, fluvio-lacustres intercalados por
flujos piroclásticos (en el mapa se indica con el símbolo CVN5) que aflora en el sector SW a
lo largo del valle de Río Armería, así como más ampliamente en el sector SE, cerca de
Atenquique a lo largo del valle del Río Tuxpan-Naranjos. Es importante evidenciar como
para Cortés et al. (2005) estas mismas secuencias volcaniclásticas rellenan también las
barrancas Arena y Rosario, cerca del poblado de San Marcos, las cuales han sido una parte
importante del estudio presentado en este manuscrito. Los autores no mencionan la
presencia de depósitos de AdE en este sector ni presentan ninguna correlación
estratigráfica para comparar la secuencia de Atenquique con los depósitos de AdE que
afloran en las barrancas Arena y Rosario descritos en el presente trabajo.
La actividad eruptiva del Nevado de Colima finaliza con el emplazamiento de un cono
de 3 km de diámetro y 800 m de altura, constituido por espesos y viscosos flujos de lava
andesítica que constituye la cima del Nevado. La etapa eruptiva Nevado III fue
caracterizada por un periodo eruptivo más breve comparado con el Nevado I y II y fue
probablemente activo solamente pocos miles de años.
29

Capítulo 4
30

4.1.3 Volcán de Colima: Paleofuego y Fuego de Colima
Capítulo 4
En el Pleistoceno tardío, contemporáneamente con la etapa de construcción del
Nevado II, empezó a formarse otro edificio volcánico sobre el flanco sur conocido como
Paleofuego (Robin et al., 1987). El Paleofuego representa la construcción más antigua del
actual Volcán de Colima. Lo que permanece de éste antiguo volcán es una gran caldera
con un diámetro mayor de 5 km y eje de abertura hacia el sur-suroeste. La formación de la
caldera (10000 años, Robin et al., 1987; 4300 años, Luhr et al., 1988) se debe a un evento de
colapso lateral, tipo Saint Helens, que destruyó el antiguo edificio generando una
avalancha de escombros de 8-10 Km 3 que se propagó hacia el sur (Luhr et al., 1988).
En trabajos más recientes como por ejemplo en el ultimo de Luhr et al. (2009) se sigue
considerando el colapso del Paleofuego con una edad reciente (

Capítulo 4
sur de Guadalajara y 30 Km al norte de Colima. Se considera como el volcán más activo de
México en tiempos históricos con al menos 52 erupciones desde 1560 y uno de lo más
activo de todo el norte de América. A pesar de una predominante actividad efusiva
durante el último siglo, por lo menos 29 erupciones explosivas ocurrieron en los últimos
439 años (Luhr, 1981; Medina, 1983; De La Cruz Reyna, 1993, Saucedo, 2001). El Fuego de
Colima es un estratovolcán constituido por numerosos depósitos de flujos piroclásticos,
depósitos de caída, flujos de lava de composición andesítica y flujos de bloques y ceniza
asociados a destrucción de domos. Las principales erupciones históricas ocurrieron en
1585, 1606, 1622, 1818, 1890 y 1913 (De La Cruz-Reyna, 1993). La actividad explosiva ha
generado múltiples depósitos piroclásticos, algunos de los cuales alcanzaron distancias de
mas de 15 km. Estudios detallados de campo y datos radiometricos han indicado que el
Volcán de Colima se caracteriza por tener una tendencia a presentar colapsos laterales con
emplazamiento de depósitos de avalancha de escombros de características, textura y
morfología diferentes.
La actividad eruptiva histórica ha sido descrita por Luhr y Carmichael (1990) y Robin
(1991) en cuatro ciclos: ciclo I 1560-1690; ciclo II 1690-1818; ciclo III 1818-1913; ciclo IV
desde 1913. La diferencia entre los autores arriba mencionados está en la interpretación de
la naturaleza de los fenómenos volcánicos que caracterizan los ciclos. Para Luhr y
Carmichael (1990) los ciclos inician con actividad efusiva y crecimiento de un domo en el
cráter con actividad lávica asociada e intermitente actividad piroclástica hasta la
generación de una erupción explosiva plinio-peléana que termina el ciclo. Contrariamente
Robin at al. (1991) han sugerido que los ciclos empiezan con la misma erupción explosiva
descrita por Luhr y Charmichael (1990) pasando gradualmente a una actividad efusiva con
la formación de un domo andesítico en la cumbre del edificio volcánico. La llegada de
nuevo magma básico en el fin del ciclo podría suministrar la energía necesaria a la
siguiente nueva erupción explosiva. De todos modos el aspecto que distingue al Volcán de
Colima es su actividad eruptiva, caracterizada por la alternancia de periodos de actividad
efusiva y periodos breves de intensa actividad explosiva.
La erupción pliniana de 1913 representa la más grande de éste siglo y produjo un
depósito de caída de pómez de 0.5 km 3 con una columna sostenida que alcanzó una altura
32

Capítulo 4
máxima de 21 km (Saucedo et al., 1997; Saucedo et al., 2010) calculada con el método
tradicional o 25 km según Bonasia et al. (2011) a través de una modelación numérica. La
lluvia de ceniza llegó hasta la ciudad de Saltillo (Coahuila) a 725 km de distancia del volcán.
El colapso de la columna eruptiva generó numerosos flujos piroclásticos de 15 m de
espesor que alcanzaron una distancia de 15 km del cráter. Un total de 0.36 km 3 de magma
fueron producidos durante esta erupción.
Después de un periodo de reposo de casi 50 años, el Volcán de Colima inicia un nuevo
periodo de actividad que se caracteriza por la formación de domos de lava en el cráter así
como de flujos de lava andesítica. El desbordamiento de los domos debido a su
crecimiento genera flujos piroclásticos de magnitud variable. Las erupciones posteriores a
1913 ocurrieron en 1961-62, 1965, 1975-76, 1981-82, 1998-1999, 2002-03 y 2004-05 (Luhr y
Charimichael,1980-81-82; Medina et al., 1983; Martín del Pozzo et al., 1987; Robin et al.,
1987; Luhr y Prestegaard, 1988; Rodríguez et al., 1991; Komorowski et la., 1993-97, Saucedo
et al., 1997; Mora et al., 2002 y Navarro et al., 2002, Macias et al., 2006).
En septiembre de 2004, después de 19 meses de una actividad explosiva
relativamente fuerte, se empezó a desarrollar un nuevo domo en el cráter que creció hasta
que empezó a desbordar y a formar dos flujos de lava en bloques en los flancos norte y
oeste. A partir del final de 2004 hasta los primeros meses de 2005 ocurrieron cientos de
explosiones vulcanianas que destruyeron el domo, volviendo a formar un cráter de
alrededor de 180 m de diámetro por 30 m de profundidad (Cortés et al., 2005).
Actualmente, el cráter está rellenado casi en su totalidad por un domo andesítico de
aproximadamente 70 metros de altura, el cual produce pequeños flujos de bloques y
ceniza en la ladera sur-occidental del cono.
4.2 Trabajos previos sobre los depósitos de AdE del Volcán de Colima
Loa trabajos previos sobre el Volcán de Colima han conducido a la identificación de
varios colapsos volcánicos que caracterizaron este edificio a partir del antiguo Paleofuego
(45000 años) hasta el cono actual (Tab. 2).
33

Capítulo 4
Luhr et al. (1985/88) fecharon en 4280±100 años A.P. un depósito de ceniza
encontrado directamente por debajo de la base del depósito de avalancha de escombros
(10 km 3 ) asociado al ultimo colapso del volcán Paleofuego que dejó un cráter en forma de
herradura abierto hacia el sur en el cual se ha emplazado el cono moderno. La ceniza
fechada fue interpretada como un depósito de oleadas eruptado poco antes o durante el
evento de avalancha.
Robin et al. (1987) fecharon, por el contrario, un deposito de flujo piroclástico que
descansa por encima del mismo deposito de avalancha en 9370±400 años A.P.
concluyendo así que la edad del colapso y el deposito de avalancha asociado (10-20 km 3 )
es de 5000 años más viejo respecto a la edad definida por Luhr et al. (1988).
Siebe et al. (1992) fecharon un deposito de avalancha de escombros en 2690±40 años
A.P. relacionado con el ultimo colapso lateral del Volcán de Fuego y evidenciaron las
dificultades que caracterizan el área en la reconstrucción de las secuencias de eventos de
colapso en el Complejo Volcánico de Colima.
Komorowski et al. (1993), Navarro et al. (1994), Komorowski et al. (1997) fueron los
primeros en mostrar evidencias sobre las edades de cuatro depósitos de avalancha de
escombros del Volcán de Fuego: 2565, 3699, 7000 y 9700 años A.P. Estas edades fueron
obtenidas mediante fechamientos por 14 C tanto en horizontes de paleo-suelos que
separan a diferentes unidades de avalancha, como fragmentos de madera parcialmente
carbonizados incluidos dentro de los depósitos de avalancha de escombros. Rodríguez
(1995) en un trabajo estratigráfico y estructural sobre el Volcán de Colima menciona y
describe en el sector sur-oriental del volcán cerca del poblado de Queseria, en la autopista
Colima-Guadalajara, un corte de 4 metros donde aflora un depósito de avalancha de
escombros nombrado en el trabajo Avalancha Los Lobos. El autor indica una fecha
aproximada en 8,000-5,000 años A.P. sin indicar que tipo de material ha fechado.
Komorowski et al. (1997) presentaron un trabajo más completo sobre los depósitos de
avalancha de escombros gracias a una síntesis de más de 500 secciones estratigráficas
distribuidas en un área de 5000 km 2 acumuladas desde 1992. Al respecto los autores
reportaron que en la barranca “La Platanera” (20 km al SE del Volcán de Fuego) una pared
de 120 m de altura está constituida por 6-7 unidades de avalancha con espesores de 5 a 30
34

Capítulo 4
m separadas por horizontes de paleo-suelos de 40 a 60 cm de espesor. Por lo tanto, según
Komorowski et al. (1997), otros siete depósitos de avalancha de escombros ocurrieron en
la historia eruptiva del Volcán de Fuego en 14885, 18240, 21500, 27800, 35780, 39090 y
45030 años A.P. para un total de 11 eventos de colapsos del edificio volcánico en los
últimos 45000 años (tab. 2). Estas edades están apoyadas por fechamientos de 14 C en
horizontes de paleo-suelos y por fechamientos de depósitos piroclásticos (flujos
piroclásticos, oleadas, flujos de ceniza).
Tabla 2 Eventos de colapsos volcánicos del Volcán de Fuego y de las avalanchas de escombros
asociadas según autores previos en los ultimos 45000 años.
Eventos de
colapso
volcánico
con
depositos
de
avalancha
de
escombros
asociados
(en años
A.P.)
Luhr et al.,
1985/88
Robin et al.,
1987
Siebe et al.,
1992
4280±110 9370±400 2690±40
Komorowki et
al., 1993-97
2565
3699
7000
9700
14885
18240
21500
27800
35780
39090
45030
Cortés,
2002
3600
21545
35

Capítulo 4
Finalmente Cortés et al. (2002, 2005 y 2010) con base en evidencias de campo y
apoyado por edades de 14 C obtenidas por Komorowski et al. (1997), determinó dos
depósitos de avalancha de escombros que presentan edades de 21545 y 3600 años A.P en
el sector SW del actual Volcán de Fuego (tab. 2).
La compleja estratigrafía de los depósitos, su similitud textural y litológica y la densa
vegetación que caracteriza el área ha complicado notablemente su caracterización. Así
que, aun los múltiples trabajos publicados sobre estos depósitos, el numero de eventos y
su tipología no ha sido definidos con exactitud hasta hora.
4.3 Terminología
No existe aun un completo concenso sobre el uso de términos para la descripción de
los depositos de AdE. Descriptivamente todas las avalanchas pueden ser consideradas
como brechas donde los fragmentos clásticos de varios tamaños se encuentran insertados
en una matriz de granulometría fina (Schneider et al., 1998). Muchas terminologias han
sido propuestas, algunas basadas sobre el concepto de facies, otras sobre la descripción de
los componentes clasticos.
La terminología basada sobre el concepto de facies se refiere a las relaciones
geométricas entre los costituyentes del depósito. Glicken (1991) hace una distinción entre
dos tipos de facies; la facies de bloques consiste de grandes fragmentos del edificio
volcánico, deslizados sin una importante deformación hasta su punto final. Generalmente
forma la clásica morfología en monticulos; la facies mixta (antes “facies de matriz”-Crandell,
1984) consiste de clastos soportados por una matriz fina, resultado de un flujo granular
que generalmente alcanza distancias mayores y forma morfologias más planas y regulares.
Es importante evidenciar como el concepto de facies está basado en la morfología
superficial de los depósitos, elemento que no puede ser considerado para depósitos
antiguos (Schneider y Fisher, 1998) o cubiertos por vegetación u otros depósitos.
Ambas facies pueden ocurrir en el mismo afloramiento, ya que la facies de matriz
puede encontrarse rodeando a la facies de bloques, o sólo puede encontrarse alguna de
ellas a lo largo de todo el depósito. Sin embargo, generalmente la facies de bloques se
36

Capítulo 4
encuentra en partes cercanas o en la porción central del depósito y la facies de matriz se
encuentra en la parte lejana y en depósitos confinados también se presenta en sus
porciones laterales.
Según Glicken (1991) una partícula es una unidad distinta dentro del deposito de
avalancha en movimiento y distingue dos diferentes tipos de particulas; los clastos son
partículas individuales de roca de cualquier tamaño y composición no fracturadas,
mientras que los bloques de avalancha, son coherentes, no consolidados o poco
consolidados, y representan porciones del volcán trasportadas y emplazadas
relativamente intactas. Los bloques varían en dimensión de centímetros a cientos de
metros, generalmente deformados y parcial o completamente fracturados.
Según Palmer et al. (1991) los clastos son todas las particulas con tamaño entre 1 m y 2
mm (megaclastos si son de dimensión mayor a 1 m) que ocurren dentro de una matriz
(todas las particulas con tamaño < 2 mm). Los clastos pueden ser individuales (no
fracturados), brechados, o estratificados si la estratificación primaria es reconocible dentro
del clasto. La matriz puede estar presente entre los clastos y está definida como matriz
inter-clástica o dentro de las partículas fracturadas y se define como matriz intra-clástica.
Mehl y Schmincke (1999) sugieren usar el término megabloque para tamaños
superiores a 100 m, con las propiedades descritas por Mimura y Kawachi (1981) y limitar el
término matriz a su significado sedimentológico original, o sea, considerar el concepto de
tamaño de las particulas en una manera relativa, sin implicacción de un tamaño específico
de las últimas. En efecto, el término matriz se refiere según Mehl y Schmincke (1999), a
tamaños muy diferentes de las particulas dependiendo de la escala de observación.
En algunos trabajos se encuentran clasificaciones muy específicas que mejor describen
y caracterizan mejor al depósito estudiado. Clavero et al. (2005), por ejemplo, utilizan siete
diferentes facies para la avalanchas de escombros Ollagüe en Chile, la cual es compuesta
en un 25% por unidades sedimentarias. Estas son principalmente definidas según los
contenidos de fragmentos volcánicos/sedimentarios, la morfología de monticulos, las
estructuras internas, así como la distancia del origen del colapso.
37

Capítulo 4
Shea y van Wyk de Vries (2007) no utilizan una división en facies, sino una clasificación
basada en la litologia y naturaleza alóctona y autóctona de las unidades investigadas en
dos avalanchas de escombros en el volcán Mombacho, Nicaragua.
Para el presente trabajo se considera que la terminología adoptada por Glicken (1991)
sobre los productos del colapso del Monte Saint Helens no se adapta a los depósitos
estudiados en el Volcán de Colima. En efecto, si para Glicken estaba claro lo que pudiera
considerarse como una facies de bloque, esto es una porción considerablemente intacta
del edificio volcánico deslizada hasta su punto de deposito, en el área de estudio este
aspecto no tiene fundamento. Las porciones visibles de los depósitos examinados están
limitadas por su propia posición, por la presencia de depósitos volcaniclásticos y
piroclásticos que han recubierto las evidencias más antiguas y por la cobertura vegetal que
no permite una visión amplia del cuerpo de avalancha. La descripción de los depósitos de
AdE en este trabajo, más bien, se basa sobre el análisis de facies (tab. 3), refiriéndose a una
facies de matriz (Glicken, 1991) por el aspecto general del depósito con base en las
relaciones geométricas y la relativa abundancia entre sus componentes. Se describen los
depósitos de AdE con el termino genérico de facies de matriz (fM) refiriéndose a un
depósito que contiene clastos con diferentes tamaños que varían desde micrones hasta el
tamaño del canto (0.256 m) de acuerdo con Mehl y Schmincke (1999). Se considera
además que el término matriz se refiere al tamaño relativo de las partículas y que no hay
un tamaño especifico implicado en las mismas. Así que la facies de Matriz rica en clastos
(fMrc, tabla 3) se refiere a una facies de Matriz enriquecida en clastos con tamaño > 0.25 m
que localmente se puede presentar clasto soportada.
La facies de Matriz hibrida (fMh, tabla 3) se refiere a un depósito que muestra zonas en
fM y fMrc embebidas en una matriz arenosa, homogénea, endurecida y masiva. No
presenta ningún tipo de variaciones texturales visibles como en un típico depósito de AdE.
Las facies coloradas (fMco - facies de Matriz colorada y fMcorc - facies de Matriz
colorada rica en clastos) están caracterizadas por la presencia de manchas de color debido
a la alteración hidrotermal que ocurre en la masa antes del colapso.
Por ultimo, la clasificación granulométrica adoptada en este trabajo es de tipo
vulcanológica para los depósitos piroclásticos (ceniza, lapilli, bomba) mientras que los
38

Capítulo 4
depósitos volcaniclásticos y de AdE son clasificados utilizando la escala adoptada en
sedimentológia (arena, grava, canto, boulder). Para evitar confusiones en las terminologías
adoptadas en el presente trabajo, se adopta el término ingles boulder en lugar de utilizar la
traducción en español de bloque, ya que para los depósitos de AdE con “bloque” se indica
una porción del volcán deslizada y transportada intacta desde la cumbre del volcán hasta
el lugar de su emplazamiento, sin tener una implicación sobre su tamaño. La tabla 4
resume los límites dimensionales entre las varias granulometrías.
Los códigos utilizados en este trabajo han sido adaptados a nuestros depósitos
partiendo de trabajos previos (Branney and kokelaar, 2002; Sulpizio et al., 2007 y Sulpizio
et al., 2008).
Tabla 3 Descripción de los depósitos de avalancha de escombros y de los depósitos piroclasticos y
volcaniclásticos encontrados en el presente trabajo; fM = facies de Matriz, co = colorada, cr = rica
en clastos, cocr = colorada rica en clastos, h = hibrida. Para los depósitos piroclasticos y
volcaniclasticos la letra mayúscula indica la granulometría (C=ceniza, L=lapilli, B=bloque, A=arena,
G=grava, C=canto), las letras minusculas indican la apariencia general del depósito (cs=clasto
soportado, ed=estratificación difusa, m=masivo, e=estratificado, ex=estratificación cruzada).
Litofacies Descripción Interpretación
DAdE
fM-facies de Matriz
fMrc-facies de Matriz
rica en clastos
fMh-facies de Matriz
hibrida
Tamaño de los clastos < 0.25 m.
Fragmentos de angulosos a subangulosos,
matriz soportado;
litología heterogénea. Masivo,
mal seleccionado.
Alta concentración de clastos con
tamaño > 0.25 m. Fragmentos de
angulosos a sub-angulosos,
clastos en rompecabeza, matriz
soportado, localmente clastosoportado,
mal seleccionado.
Tamaño de los clastos < 0.25 m,
fragmentos de redondeados a
Los clastos son transportados
inmersos en la matriz, no hay
rotación de los fragmentos
Flujo granular sin una relevante
deformación
Flujo matriz soportado. El contacto
entre los granos es reducido
39

fMco-facies de Matriz
colorada
fMcorc- facies de
Matriz colorada
rica en clastos
Depósitos
Piroclasticos
Estratificados
C/Led- Ceniza/lapilli
estratificación
difusa
LCe- Lapilli y Ceniza
estratificado
Cex- Ceniza a
estratificación
cruzada
Masivos
LBm-Lapilli y Bloque
masivo
sub-angulosos, rico en matriz.
Matriz endurecida, masivo, mal
seleccionado.
Tamaño de los clastos < 0.25 m,
fragmentos de angulosos a subangulosos.
Litología
heterogénea, mal seleccionado;
manchas de color.
Matriz soportada, localmente
clasto-soportada; mal
seleccionada; alta concentración
de clastos de tamaño >0.25 m.
Fragmentos de angulosos a subangulosos,
clastos en
rompecabeza, manchas de color.
De groseramente a difusamente
estratificado. Lapilli líticos y raras
pómez gruesas con abundante
matriz del tamaño de la ceniza.
La estratificación es debida a la
orientación de los clastos mas
gruesos. El espesor de los niveles
varía entre pocos centímetros y
pocos decímetros.
Lapilli y Ceniza estratificados. Los
Lapilli contienen fragmentos de
pómez y líticos.
Depósitos en dunas, ceniza de
gruesa a media y lapilli finos. La
ceniza muestra estratificación
cruzada mientras los lapilli finos
forman niveles paralelos. Las
láminas decimétricas
individuales de ceniza en
estratificación cruzada se
presentan discontinuas. De bien
a muy bien seleccionadas.
Lapilli líticos y bloques de fino a
medio tamaño, masivo. Espesor
métrico, mal seleccionado
Capítulo 4
Flujo granular. Las manchas de
color son debidas a la alteración
hidrotermal ocurrida adentro del
edificio antes del colapso.
Ausencia de movimientos internos
significativos en la masa durante el
transporte. Las manchas de color
son debidas a la alteración
hidrotermal.
La estratificación debida a la
orientación de los lapilli esta
influenciada por procesos de
tracción típico de las corrientes
piroclasticas densas
La estratificación es debida a la
agradación de diferentes pulsos,
desde una corriente piroclastica
densa, por los granos con diferente
tamaño.
La formación de las dunas y de la
estratificación cruzada indica una
depositación “grano a grano” desde
una corriente marcadamente
diluida y turbulenta dominada por
zonas con fuertes mecanismos de
tracción.
Flujo de Bloque y Ceniza
caracterizado por un
comportamiento granular.
40

Cm-Ceniza masivo
Lm-Lapilli masivo
Depósitos
Volcaniclásticos
ACm-Arena y Canto
masivo
G/Am-Grava/Arena
masivo
Ccs, G/Scs-Canto
clasto soportado,
y Grava/Arena
clasto soportado
P-Paleosuelo
Ceniza fina masiva.
Moderadamente seleccionado.
Masivo, lapilli líticos y pómez de
finos a grueso con menor
cantidad de ceniza. De buena a
moderada selección.
Masivo, matriz soportado,
fragmentos de redondeados a
sub-redondeados, litología
heterogénea, matriz endurecida,
mal seleccionado.
Masivo, soportado por una matriz
de grava-arena, fragmentos de
redondeados a subredondeados,
litología
heterogénea, matriz endurecida,
mal seleccionado.
Cantos redondeados,
grava/arena redondeados, clasto
soportado, relleno de paleocanales,
espesor variable de 0.3
m a metros.
Arena fina y limo de café claro a
café obscuro, a veces con altos
contenido de arcilla. Usualmente
rico en material orgánico aunque
algunos depósitos de paleosuelo
son pobres en material
orgánico. Textura masiva con
horizontes.
Capítulo 4
Decantación ligera de las partículas
finas desde la nube de ceniza que
acompaña y sigue una corriente
piroclastica densa.
Caída desde una columna eruptiva
Flujo de escombros tipo granular
Principalmente flujo granular pero a
veces fuerzas de tracción influyen
los procesos de depósito. Flujo
hiperconcentrado.
Re-trabajado fluvial; la ausencia de
matriz es debido a la acción del
agua que “lava” las partículas finas.
Paleosuelos con grado variable de
madurez
41

Tabla 4 Limites granulométricos de las clases adoptadas en el presente trabajo.
Depósito Volcaniclástico Depósito Piroclástico Tamaño
Arena Ceniza < 2 mm
Grava Lapilli 2 64 mm
Canto 64 256 mm
Boulder
Bomba
4.4 Distribución de los depósitos de AdE y relaciones estratigráficas
> 256 mm
Capítulo 4
La parte medular del presente trabajo consiste en la reconstrucción estratigráfica de
los depósotios de avalancha de escombros en el sector SE del Volcán de Colima.
Es importante subrayar la limitada accesibilidad a los afloramientos ya que la mayoría se
encuentran en barrancas escarpadas con una densa cobertura tropical. El levantamiento
de secciones a lo largo de las barrancas ha resultado ser la única metodología de
investigación, debido a la casi total ausencia de afloramientos fuera de estas y a la
presencia de una amplia cobertura vegetal y campos de cultivo.
Además la morfología del territorio hace que las barrancas puedan terminar suavemente,
como en el caso de la Montegrande, o de manera brusca como en la Arena, que termina
con un salto de 100 metros en la barranca del río Naranjo.
42

Capítulo 4
Un punto de ventaja al recorrer estas barrancas radiales al volcán reside en la posibilidad
de poder observar la evolución textural de los depósitos desde sectores proximales hasta
los más dístales de la fuente.
La imagen de elevación digital del terreno muestra la distribución de los depósitos de
avalancha de escombros San Marcos (AdE-SM, línea discontinua azul) y Tonila (AdE-T, línea
discontinua roja) como de los sitios de interés investigados. Los puntos blancos indican los
afloramientos (fig. 9 – para mas detalles ver apéndice I).
4.4.1 Depósitos de AdE San Marcos y Tonila
En el área estudiada se han identificado y correlacionado dos depósitos de AdE dentro
de un sector de aproximadamente 200 km 2 , el cual está delimitado por el río Naranjo al SE
y por la barranca Beltran al NE. Los depósitos investigados se identifican con el nombre de
los dos pueblos que se encuentran en la cercanía de las secciones tipo: depósito de AdE
San Marcos estratigráficamente más antigua y depósito de AdE Tonila (fig. 9). Los
afloramientos proximales son escasos, debido principalmente a los productos
volcaniclàsticos y piroclàsticos, provenientes de la actividad más reciente del volcán. Sin
embargo, en algunas localidades es posible observar afloramientos proximales. Los
mejores afloramientos se encuentran en las barrancas Montegrande, Rosario, Arena,
Muerto, y Los Lobos, entre 12 y 17 km del cono actual (fig. 9). Para cada barranca se
muestran en detalle las relaciones estratigráficas y las características texturales de los
depósitos encontrados, así comolas edades de radiocarbono que permitieron determinar
la edad de los eventos estudiados; la figura 10 muestra la reconstrucción estratigráfica
completa de las secciones más significativas.
Para una mejor organización del manuscrito, la descripción de los depósitos se reporta por
cada barranca estudiada (para mas detalles ver apéndice I), permitiendo así una mejor
correlación de las relaciones estratigráficas de los depósitos asi como de los cambios
texturales a lo largo de su distribución.
43

Capítulo 4
44

4.4.2 Barrancas Arena-Rosario
Capítulo 4
Topográficamente la barranca Rosario se conecta con la barranca Arena en proximidad
del poblado de San Marcos (fig. 11) y continúa hacia el sur-este para terminar con un salto
de 100 metros en el río Naranjos. La barranca Arena ha sido investigada en detalle desde
las primeras etapas de este trabajo debido a su más fácil accesibilidad y menor cobertura
vegetal. En efecto la B. Arena resulta ser, junto con la B. Montegrande, una de las barrancas
más activas del sector oriental, debido al emplazamiento de depósitos piroclásticos
recientes así como la continua formación de lahares durante las temporada de lluvias,
procesos que no permiten el desarrollo de una espesa vegetación. Sin embargo, la mayor
actividad de estas barrancas también hace que en zona muy próxima al volcán sean muy
escasos los afloramientos de los depósitos más antiguos, y los primeros afloramientos de
avalancha de escombros encontrados a lo largo de las barrancas Arena-Rosario se
posicionan entre los 12 y los 15 km de la cumbre del volcán. La columna estratigráfica
compuesta de fig. 12 representa la reconstrucción resumida y sintetizada de todos los
depósitos que conforman a las secciones encontradas en estas dos barrancas que serán
detalladas más adelante. La columna empieza con un deposito de AdE de 12 metros de
espesor (que representa el espesor máximo encontrado), que desde ahora en adelante se
referirá al deposito de avalancha de escombros San Marcos (AdE-SM), seguido por
horizontes de 3-4 metros de sucesiones volcaniclásticas y piroclásticas. Sobre estos
depósitos se ubica otro deposito de AdE de 11 metros de espesor (también en ese caso
representa el espesor máximo encontrado) que desde ahora en adelante llamaremos
avalancha de escombros Tonila (AdE T). Una serie de niveles de material volcaniclástico
cierra la sucesión.
45

Capítulo 4
46

Capítulo 4
47

Capítulo 4
48

Capítulo 4
El espesor expuesto del depósito de AdE-SM a lo largo de estas barrancas varia de un
máximo de 12 metros a un mínimo de 2 metros, nunca es visible la base y generalmente
presenta importantes variaciones de facies laterales que van de facies de matriz (fM) a
facies de matriz rica en clastos (fMrc). El hecho de haber una fuerte variación de facies
lateral sugiere una grande heterogeneidad textural en el depósito que puede cambiar en
pocos metros a lo largo de las barrancas. (Para la comprensión de la nomenclatura de
facies consultar la Tabla 3).
La sección tipo Pcr53, se localiza a 14.4 km del cráter representa la sección más
distintiva en estas barrancas. Inicia en su base con el depósito de AdE-SM que aflora con
un espesor de aproximadamente 5 metros, masivo, mal seleccionado, heterolitológico,
matriz soportado con clastos del orden de centimetros (< 0.25 m) de angulosos a sub-
angulos. Texturalmente se presenta en facies de Matriz (fM). La misma facies se puede
encontrar en las secciones Pcr11, Pcr30, Pcr51 y Pcr52 (fig. 13) aunque con pequeñas
variaciones en el tamaño de los clastos y de su abundancia. Por ejemplo, en la sección
Pcr52 se observa un megaclasto de lava foliada de 7 m de diámetros (figura 14a). En la
sección Pcr51 se observa en la base del afloramiento un megaclasto de lava de 10-11 m
completamente fracturado (fig. 14b). La alineación que se aprecia en la figura es debida a
la foliación propia de la lava como indicado por Pcr52. Una característica constante del
AdE-SM es que aunque pueda presentarse en facies de matriz (fM), a lo largo de estas
barrancas se presenta más enriquecida en clastos y megaclastos y en general muestra una
variación textural lateral muy marcada. Los afloramientos Pcr12, Pcr14 Pcr41 y Pcr72
presentan muy claramente esta característica textural y se encuentran en facies fMrc (facies
de matriz rica en clastos) con una alta concentración de clastos más grandes de 0.25 m
(tabla 3). Por ejemplo, en Pcr41 (fig 15a) el depósito de AdE-SM se presenta heterogéneo,
mal seleccionado, con una tendencia monolitológica, generalmente matriz soportado
aunque en partes aisladas es clasto soportado, con clastos angulosos, frecuentemente
fracturados (fig. 15b), que alcanzan tamaños de dos metros, como similarmente es visible
para la sección Pcr14. Entre las secciones Pcr73 y Pcr72, hay un tramo bien expuesto de la
barranca de aproximadamente 80 metros (fig. 16) a lo largo del cual el depósito muestra
repentinos cambios de facies.
49

Capítulo 4
50

Capítulo 4
51

Capítulo 4
52

Capítulo 4
53

Capítulo 4
El afloramiento empieza con una porción matriz soportada, con clastos inferiores a 0.25
m sub-angulosos, inmersos en a matriz caracterizada por manchas de color debido a la
alteración hidrotermal que se identifica como facies de matriz colorada (fMco). Después, a
pocos metros, se observan porciones enriquecidas en clastos angulosos con dimensiones
que alcanzan varias decenas de decímetros hasta un metro y medio, inmersos en una
matriz arenosa con partes clasto soportadas. Se reconocen estructuras en rompecabezas y
un clasto en particular, está compuesto por cuatro fragmentos desplazados según la
dirección de movimiento del flujo (fig. 17). En la figura 18 el depósito se presenta mono-
litológico con fragmentos de pocos centímetros de diámetro en contacto entre ellos, lo
que se interpreta como un mega-clasto totalmente fracturado y caracterizado por la
migración radial hacia sus márgenes de cada fragmento que lo compone (tipo explosión)
(Davis et al., 2002).
Regresando a la sección Pcr53 (fig. 18a), la sucesión estratigráfica sigue con un lente de
medio metro de espesor de material volcaniclástico directamente en contacto con el
depósito de AdE-SM (b, en fig. 18a). Está constituido por niveles del orden de centímetros
areno-gravosos, laminados y que localmente presentan estratificación cruzada. El material
se presenta heterolitológico, sub-redondeados y clasto soportado, definido aqui en facies
G/Acs (Grava/Arena clasto soportado) que se interpreta como una secuencia fluvial.
Sigue una secuencia de 4 metros de espesor con tres horizontes masivos (c, d y f en fig.
18a) Dicha secuencia se puede encontrar también directamente en contacto con el
depósito de AdE-SM, cuando no están presentes las lentes de re-trabajado fluvial. La
primera de las tres unidades es la única que se ha alcanzado a observar con más detalle
debido a la dificultad de accesibilidad. Este horizonte (c, fig. 18a; detalle fig. 18b ) está
caracterizado por una estratificación generalmente difusa de material lítico del tamaño de
lapilli y rara pómez gruesa embebida en una abundante matriz cinerítica. La estratificación
se organiza en niveles milimétricos paralelos de ceniza fina en su parte basal cambiando
de espesor entre pocos centímetros hasta algunos decímetros y aumentando el grosor del
material que compone la unidad subiendo hacia el techo del depósito. La parte central de
dicha unidad está caracterizada por numerosos escapes de gas (fig. 18b) como también se
ha podido alcanzar a ver para las dos unidades suprayacentes. La facies que le corresponde
54

Capítulo 4
es CLed (Ceniza/lapilli con estratificación difusa) y se interpreta como una secuencia
constituida por tres depósitos piroclásticos de flujo de ceniza.
La unidad basal termina con un nivel de 10 cm, blanco, masivo, compacto compuesto por
ceniza muy fina y raros fragmentos (

Capítulo 4
56

Capítulo 4
barrancas, como en el caso de Pcr11, Pcr30 y Pcr14. En las primeras dos secciones el
material piroclástico se organiza en pequeñas lentes discontinuas de pocos metros de
largo, en la sección 14 este material se presenta como un horizonte de 1.5 metros de
espesor a lo largo de todo el afloramiento.
La sección Pcr53 (fig. 18a) termina con el depósito de AdE-Tonila (AdE-T) que en este
afloramiento presenta las mismas características texturales de facies del depósito inferior
San Marcos antes descrito (facies fM), con clastos de pocos centímetros inmersos en una
matriz arenosa. En otros afloramientos (Pcr14, Pcr41a-fig. 19a, Pcr51, Pcr52, Pcr56 – fig.
19b, Pcr72) a lo largo de estas barrancas la textura del depósito de AdE-T cambia de facies
y se presenta en fMh (facies de Matriz hibrida) que consta de una mezcla entre un depósito
de AdE y un depósito de flujo de escombros. En particular, esta textura se caracteriza por
tener porciones de AdE, como por ejemplo clastos en rompecabezas y/o clastos angulosos,
inmersos en una matriz homogénea, masiva y cementada típica de un deposito de flujo de
escombros. Este tipo de textura, que se encuentra a lo largo de todas las barrancas
estudiadas queda como uno de los caracteres más importantes y decisivos para la
comprensión y correlación estratigráfica para el depósito Tonila.
57

Capítulo 4
58

4.4.3 Barranca del Muerto
Capítulo 4
La barranca del Muerto está caracterizada por altos y empinados escarpes y por una
densa vegetación que hace difícil su exploración, siendo tortuosa y con una reducida
posibilidad de acceso. Sin embargo, fue fundamental poder accesar a una longitud de 5
km de la barranca ya que permitió tener excelentes exposiciones de los depósitos, así
como se describe a continuación (fig. 20).
La columna estratigráfica realizada con base en los afloramientos investigados inicia
con el depósito de AdE-SM que presenta características texturales que varían entre la facies
de matriz (fM) y la facies de matriz colorada (fMco). El espesor expuesto del depósito San
Marcos varía de un máximo de 8 a un mínimo de 2 metros a lo largo de toda la barranca y
así como para las barrancas Arena-Rosario, nunca es visible su base.
La fMco se encuentra bien representada solamente en la sección Pcr37, variando en
color de un café pálido, amarillo, naranja a un rosa/rojo. Se presenta matriz soportada,
heterolitológica, extremamente mal clasificada, con clastos angulosos/sub-angulosos que
no superan los 0.25-0.35 cm de dimensión. También es posible encontrar clastos de hasta
1.5 metros de diámetro los cuales muestran la típica estructura de rompecabezas. La
característica que la distingue de la fM es la presencia de manchas y/o zonas de colores. En
este afloramiento el depósito de AdE-SM tiene un espesor de 8 metros.
La secuencia estratigráfica sigue con un depósito de material volcaniclástico de 0.7 m
de espesor que se encuentra en la sección Pcr43 (fig. 21). Este banco descansa
directamente sobre el depósito de AdE-SM y está caracterizado por una alternancia de
niveles arenosos finos y medio-finos, clasto soportado de material fluvial re-trabajado,
heterolitológico, redondeados que presenta estratificación cruzada. La facies que lo
caracteriza es G/Acs (Grava/Arena clasto soportado).
Uno del los puntos claves para resolver la estratigrafía del área de estudio ha sido el
fechamiento de suelos y material orgánico hallados a lo largo de las barrancas. Las
secciones Pcr46 (fig. 22) y Pcr47, por ejemplo, representan los afloramientos donde más
claramente se ha encontrado un paleo-suelo que separa los depósitos de AdE San Marcos
y Tonila en la barranca del Muerto, en donde ambas están caracterizada por la facies de
matriz. Otros afloramientos son Pcr37 y Pcr79. El paleo-suelo se
59

Capítulo 4
60

Capítulo 4
61

Capítulo 4
presenta con un espesor medio de 50 cm, de color café claro/marrón y ha arrojado una
edad 14 C de 23,890 +1075/-950 años AD (> 28,000 cal. años AP – para detalles ver apéndice
II), que representa la edad mínima del depósito de AdE-SM.
Estratigraficamente sigue el depósito de AdE Tonila que presenta un espesor variable
entre 2 y 12 metros y generalmente está caracterizado por la facies de matriz. Los
fragmentos inmersos en una matriz arenosa son sub-angulosos y generalmente de pocos
centímetros de diámetro aunque en algunos afloramientos se encuentran clastos de varias
decenas de centímetros (< 1m) como en el caso de Pcr39 y Pcr78. En la sección Pcr37 (fig.
23) el depósito de AdE-T se presenta en facies de matriz colorada (fMco) con un espesor de
aproximadamente 6 metros y se posiciona arriba de un probable paleo-suelo que la separa
directamente del depósito de AdE-SM. En la barranca del Muerto, así como en la Arena-
Rosario, la AdE-T presenta la facies hibrida (fMh), la cual muestra rasgos mixtos entre las
típicas facies de avalancha y un flujo de escombros (tabla 3). La sección Pcr81 constituye el
afloramiento más distal (16.5 km de la cumbre), y es un ejemplo de esta textura. Ahí se
observan remanentes de unos metros de longitud que conservan textura de
rompecabezas, rodeados por una matriz abundante, homogénea, endurecida y masiva.
Aquí el depósito de AdE-T tiene un espesor de aproximadamente 10 metros y se ubica
directamente arriba del depósito San Marcos que aflora con un espesor de 4-5 metros. La
misma facies se encuentra en la sección Pcr40 (fig. 24) bajo el puente de la autopista
Colima-Guadalajara. Aquí el depósito de AdE-T tiene 12 metros de espesor y está en
contacto directo con el depósito San Marcos, el cual presenta un espesor máximo de 2
metros. En la barranca del Muerto están muy bien representadas las secuencias de
depósitos volcaniclásticos que reflejan las modificaciones del sistema de drenaje y los
cambios en la tasa de sedimentación después del colapso y emplazamiento del depósito
de AdE-T. Estas sucesiones se presentan lateralmente discontinuas, desde pequeños
horizontes re-trabajados y lahares, hasta grandes y espesos depósitos de flujo de
escombros.
En la sección Pcr42 el depósito Tonila está cubierto por un horizonte de 1.5 metros de
material re-trabajado en facies Ccs, clasto soportado con matriz arenosa, los clastos se
presentan redondeados con tamaño de canto.
62

Capítulo 4
63

Capítulo 4
64

Capítulo 4
65

Capítulo 4
Sin embargo, el afloramiento Pcr27 (fig. 25) presenta una alternancia de 2.5 metros de
espesor de depósitos fluviales areno/gravosos con fragmentos del tamaño de los cantos.
Los depósitos arenoso/gravosos se presentan más espesos (< 1m), matriz soportados,
endurecidos, masivos y en facies grava/arena masivo (G/Am) con características texturales
homogéneas. Los horizontes más gruesos son clasto soportado, poca matriz y se
presentan con espesores de pocas decenas de centímetros (facies Ccs) con clatos
redondeados de varios centímetros de tamaño. En general estos depósitos, que rellenan
pequeños canales discontínuos a lo largo de varias secciones estudiadas, representan
períodos de re-trabajo local realizado por pequeños paleo-arroyos y riachuelos.
La presencia de depósitos de flujo de escombros en la secuencia estudiada refleja
diferentes procesos de distinta magnitud. Los depósitos de flujo de escombros
encontrados a lo largo de las barrancas estudiadas varían en espesor desde menos de un
metro hasta más de 12 metros, ocasionalmente se presentan clasto soportados aunque
generalmente son matriz soportados, con matriz endurecida, heterolitológicos,
escasamente seleccionados y en facies ACm (arena y canto masivo). Los clastos son
redondeados/sub-redondeados con tamaño variable entre medio metro hasta pocos
centímetros, generalmente son inferiores a 20 cm. Pueden presentar algunas de las
características que normalmente pertenecen a los depósitos de AdE, como por ejemplo
clastos en rompecabezas perfectamente preservados y/o diques clasticos. Un depósito en
particular ha sido reconocido entre la variacción de estas sucesiones a lo largo de esta
barranca (Prc24 - fig. 26, Pcr39 – fig. 26). Se trata del deposito de flujo de escombros aquí
denominado Muerto (FdE-M). Este depósito aflora directamente en contacto con el
depósito de AdE Tonila o está separado localmente por depósitos re-trabajados y material
piroclástico post-colapso (fig. 26a).
El depósito Muerto se presenta con un espesor máximo de 10 metros, masivo, matriz
soportado, heterolitológico con un alto grado de cementación. Clastos sub-angulares de
hasta un metro de dimensión están inmersos en una matriz limo-arenosa aunque
predominan los clastos < 30 cm. Una característica importante es la presencia de huecos
tubulares, que se encuentran principalmente en la parte basal del depósito, dejados por
troncos (< 1 m) y ramas de árboles y orientadas según el movimiento del flujo (fig. 26).
66

Capítulo 4
67

4.4.4 Barrancas Los Lobos y Montegrande
Capítulo 4
Las barrancas Los Lobos y Montegrande (fig. 27) además de representar el límite
meridional y occidental del área de estudio, son los lugares donde mejor aflora el depósito
de AdE Tonila, mientras que la AdE San Marcos solamente aflora en la sección Pcr65 a 16.5
km de la cumbre, adelante del puente de la autopista Colima-Guadalajara caminando
aguas abajo en la barranca Los Lobos. En esta sección (fig. 28a/b) afloran claramente
ambos depósito de avalanchas de escombros, San Marcos hacia la base y Tonila en la cima.
Los dos exhiben características texturales marcadamente diferentes. El depósito San
Marcos se presenta localmente clasto soportado con clastos de tamaño > 0.25 m en facies
fMrc al contrario la AdE Tonila presenta la facies de Matriz (fM). El depósito San Marcos
tiene un espesor máximo de 2 metros y está cubierto por un depósito amarillento de
material piroclástico del tamaño de la ceniza con lapilli con un espesor de 1 m. Por sus
características texturales representa un depósito de lahar originado a partir de un flujo
piroclástico de ceniza. Cabe mencionar que en los alrededores del volcán es muy común
encontrar estos horizontes masivos amarillos, cuyo origen no es todavía clara. La secuencia
termina con el depósito Tonila que presenta un espesor mayor a 7 metros.
Más adelante de la sección Pcr65, la barranca Los Lobos se profundiza demasiado, con
paredes espesas y recubiertas por una densa vegetación que no permite una visión clara y
continua de los depósitos y sus relaciones estratigráficas reciprocas.
Como ya se mencionó, el depósito de AdE-Tonila está muy bien expuesto en estas dos
barrancas, en donde es posible observar importantes variaciones de facies desde los
afloramientos proximales, como por ejemplo en Pcr20 (fig. 28c), hasta los más dístales,
como en Pcr65 (fig. 28a). La textura de los depósitos en la parte proximal de la barranca
Montegrande, se presenta con características más similares a la fMrc respecto a la barranca
Los Lobos.
A 6.5 km de la cumbre, la sección tipo Pcr20 se refiere a un corte de más de 15 metros de
altura donde el depósito de AdE Tonila, con un espesor variable entre 2 y 7 metros, se
presenta en facies de Matriz colorada rica en clastos (fMcorc – fig. 28c) matriz soportado
con porciones clasto-soportado, heterogéneo, heterolitológico, y masivo, con clastos en
68

Capítulo 4
69

Capítulo 4
70

Capítulo 4
rompecabezas < de 4 metros en diámetro y manchas de colores debido a la alteración
hidrotermal. En toda la barranca Montegrande el pósito presenta marcadas variaciones de
facies, pasando de enriquecida en clastos (fMrc) y con manchas de colores (fMcorc) como
en Pcr20 y Pcr19 a facies de matriz (fM) como en el caso de Pcr32 y Pcr34.
En la sección Pcr34 (fig. 29) la facies de Matriz (fM) presenta por lo menos dos
diferentes clases de litología, una está caracterizada por fragmentos de lava masivos, de
color claro que no presentan características tipo rompecabezas, la otra consiste en clastos
más obscuros y más vesículados, frecuentemente fracturados.
Sobre los depósitos de avalancha de escombros es frecuente encontrar depósitos de
diferente naturaleza. La sección Pcr32 (fig. 30) muestra el contacto entre la avalancha
(abajo) y un depósito amarillo en facies ACm (Arena y Canto masivo) (arriba). Aquí el
depósito de AdE-T se presenta en facies de Matriz (Mf), heterogénea, mal seleccionada,
matriz soportada, con clastos angulosos de pequeño tamaño (1.5 m en diámetro) que forman dominios alargados compuestos por
fragmentos angulosos (fig. 32) los cuales se interpretan como clastos con textura de
rompecabeza expandidos (Palmer et al., 1991).
Lo más sobresaliente de la secuencia aflorante en la barranca Montegrande, es la
secuencia piroclástica que cubre directamente la AdE-T en la sección Pcr20 (fig. 33). Esta
secuencia consiste de una alternancia de ceniza fina y gruesa, y lapilli finos multicolores
organizados en lentes que presentan facies de Lapilli masivo (Lm), Ceniza masiva (Cm) y
niveles con estratificación cruzada en facies Ceniza con estratificación cruzada (Cex). Es
posible observar niveles de pómez continuos y con espesor constante en la parte alta de la
secuencia.
71

Capítulo 4
72

Capítulo 4
73

Capítulo 4
74

Capítulo 4
Esto, junto con un carácter aparentemente bien seleccionado de los niveles más
continuos y observando con lupa algunos fragmentos de los niveles más gruesos, nos
sugiere un carácter deposicional relacionado a mecanismos de emplazamientos por
oleadas y/o caída. El deposito piroclástico en su totalidad presenta un espesor más grandes
en su parte central que degrada notablemente hacia los bordes. Nos encontramos
probablemente en una cuenca de acumulo de material formada por las características
morfológicas del deposito de avalancha subyacente. En la parte basal de esta secuencia se
encontró material humico organizado en lentes compuesto por hojas y pequeñas ramitas y
adentro de la misma secuencia piroclástica se muestrearon pequeño trozos de carbón. El
fechamiento al 14 C de este material orgánico y de uno de los fragmentos de carbón ha dato
edades de 13585 ± 135 (mas detalles en apéndice II) y 12.460 ± 70 (ver apéndice II) años
respectivamente (fig. 33).
La sección Pcr20 sigue con un deposito de 2 metros en facies Lapilli y Bomba masivo
(LBm) y termina con una capa de 4 metros de espesor en su parte más espesa en facies
Ceniza/ Lapilli a estratificación difusa (C/Led) de material heterogéneo, difusamente
estratificado, matriz suportado, mal surtido, con clástos sub-angulosos de tamaño inferior
a 0.5.
4.4.5 Volumen de los depósitos de avalancha de escombros
La determinación de los volúmenes de los depósitos de AdE analizados en el área de
estudio ha resultado ampliamente problemática debido a la dificultad de determinar la
exacta dispersión de estos cuerpo y su espesor medio. Sin embargo, a cada cuerpo de
avalancha, se asigna un volumen indicativo que sugiere, por lo menos, el orden de
magnitud del material removilizado por los colapsos.
El depósito de AdE-SM cubre una amplia área del flanco sur-oriental del Volcán de
Colima extendiéndose hasta el río Naranjos. En planta la avalancha-SM forma un abanico
alargado limitado topográficamente por la barranca Beltran en su porción nor-oriental, y
por la barranca del río Naranjos en su límite oriental y sur-oriental. El depósito cubre un
área estimada de 140 km 2 con una distancia de más de 20 km de la fuente, sin embargo, el
área de dispersión no está bien definida debido a la incertidumbre sobre la topografía pre-
75

Capítulo 4
existente. Otro aspecto importante que se debe considerar es la presencia, en zonas
proximales, de depósitos más jóvenes que cubren parcialmente el depósito de avalancha.
El espesor aflorante, siempre considerando que nunca se ha encontrado su base, varía
entre 2 y 12 metros, así que el espesor medio estimando a través de observaciones en
campo en las barrancas Arena-Rosario y Muerto es de 9-10 metros. El volumen calculado
utilizando esta media de los espesores del depósito y su dispersión nos proporciona un
valor indicativo de 1.3 km 3 de material removilizado. Las mismas aproximaciones se
pueden aplicar también para el depósito de AdE-Tonila aunque probablemente es aun
más complejo dar un valor verídico del volumen involucrado ya que la avalancha Tonila
muestra en algunas porciones del territorio investigado la tendencia a rellenar depresiones
topográficas y barrancas, lo que complica notablemente la definición precisa de sus
límites. El depósito presenta una distribución diferente que la avalancha San Marcos con
un eje de dispersión hacia SSE. Alcanza el río Naranjos y la barranca Beltran en sus límites
nor-orientales a 23 km de la fuente. Al oeste de la barranca Montegrande están presentes
unas lavas, pertenecientes al Paleoguego, que forman una loma alargada de 2 km de
longitud y 300 metros de altura. Este cuerpo se considera una barrera topográfica, la cual
constituye el límite occidental de la avalancha. Considerando un área de
aproximadamente 120 km 2 y un espesor medio de 8 metros, se estima un valor de
aproximadamente 1 km 3 .
76

5. Volcán Taranaki, Nueva Zelanda
5.1 Marco geológico
Capítulo 5
EL Volcán Taranaki (o Mt. Egmond - 2518 msnm) representa el segundo volcán más
alto de la Isla Norte y el más grande estratovolcán andesítico en términos de volumen de
Nueva Zelanda (fig. 34).
Este edificio es parte de un complejo volcánico andesítico caracterizado por cuatro
volcanes cuaternarios geométricamente alineados en dirección NO-SE con una migración
en el tiempo de la actividad eruptiva hacia el sur-este. El centro eruptivo más viejo y
erosionado (volcán Paritutu – Arnold, 1959) está caracterizado por una serie de domos y
espinas que se encuentran a lo largo de la costa de la península con una edad de 1.7 Ma
(Stipp, 1968), le sigue el volcán Kaitake que ha permanecido activo hasta hace
aproximadamente 570 ka. Diez kilómetros hacia el sur-este del V. Kaitake se encuentra el
volcán Pouakai (1399 msnm) que inició su actividad hace 670 ka (Neall, 2003) y terminó
con un catastrófico evento de colapso hace 270,000 años que produjo la avalancha de
escombros Maitahi (Gaylord et al., 1993).
El Volcán Taranaki es la expresión más joven y más meridional de este volcanismo con
una actividad que empezó hace > 130 ka (Alloway et al., 2005). Aunque la edad exacta de
la formación de este centro eruptivo no está muy clara, la presencia de un depósito deAdE,
a lo largo de la costa, de hace aprox. 130 ka (Alloway, 1989; Alloway et al., 2005) nos
sugiere que el V. Taranaki en aquel tiempo ya era un edificio volcánico de considerable
volumen y altura. La ultima erupción conocida ocurrió en el 1755 AD (Druce, 1966; Neall et
al., 1986).
5.2 Depósitos de AdE del Volcán Taranaki: trabajos previos
Su forma cónica, caracterizada por flancos empinados, está interrumpida, en su flaco
meridional, por el “Fanthasms Peak”, un cono parasito de 1962 m s.n.m. que ha
77

Capítulo 5
78

Capítulo 5
permanecido activo a lo largo de los últimos 7 ka (Neall et al., 1986). El edificio moderno
del V. Taranaki está constituido en gran parte por depósitos piroclásticos y de coladas de
lava que tienen una edad máxima de 14 ka (Neall, 1979) y representan una pequeña parte
(aprox. 12 km 3 ) del volumen total del material eruptado en su historia.
El registro de la actividad volcánica más antigua está bien preservado en la planicie
alrededor del edificio y en particular a lo largo de toda la costa, así que más de 150 km 3 de
material volcaniclástico constituido por depósitos de avalancha de escombros, lahares y
fluviales (Neall et al., 1986) se encuentran en un área de aproximadamente 1000 km 2
alrededor del volcán.
Las avalanchas de escombros volcánicas, relacionadas al colapso sectorial del edificio,
han contribuido ampliamente al enorme aporte de material volcaniclástico que forma, hoy
en día, gran parte de la península de Taranaki.
Neall (1979) y Neall et al., (1986) reconocieron por lo menos cuatro DAdE en el oeste y
sur de Taranaki, que nombraron Formaciones Opua, Warea, Pungarehu y Stratford. Otros
tres DAdE (Formaciones Ngaere, Okawa y Motunui) de edades diferentes han sido
identificadas en el sector norte-oriental y sur-oriental del volcán (Alloway et., 2005)
mostrando que los colapsos ocurrieron en distintos sectores del cono y en tiempos
diferentes a lo largo de su historia eruptiva. Las mínimas distancias alcanzadas por estos
flujos corresponden a la actual línea de costa de la península y generalmente supera los 25
km al oeste, los 32 km hacia el sur y los 39 km al norte.
Es importante subrayar que trabajos más recientes han encontrado depósitos de AdE
hasta 8 km afuera de la línea de costa (Alloway et al., 2005). Las avalanchas de escombros
del Volcán Taranaki (fig 34a) se han emplazado en una topografía sin obstáculos
resultando en la formación de amplios abanicos alrededor del volcán. Los depósitos
forman un característico paisaje de montículos con una alta densidad de estos a lo largo
del eje principal de dispersión que se reduce hacia las áreas marginales y dístales.
Mediante un trabajo estratigráfico más detallado, y complementando con datos de
literatura previos, Zernack et al. (2009) y Zernack et al. (2010), han reconocido por lo menos
14 depósitos de AdE de gran magnitud, y varios de menor tamaño que pertenecen al
registro de la actividad volcánica de los últimos > 200 ka. Este dato implica que el volcán
79

Capítulo 5
ha colapsado en promedio cada 13 ka, y los seis eventos ocurridos durante los últimos 36
ka años muestran que el colapso ocurre en un estadio de madurez del edificio volcánico.
Zernack et al. (2009) remarca cómo el número de DAdE viene considerado como un
valor mínimo y no representa una estimación real de la frecuencia de los eventos
ocurridos, debido a que otras unidades pueden ser cubiertas por sedimentos más
recientes o no aflorar en la planicie o a lo largo de la costa de la península de Taranaki.
Las avalanchas han producido depósitos masivos, no confinados, heterolitológicos,
marcadamente mal seleccionados y que contienen clastos desagregados, fracturados, con
textura en rompecabezas, megaclastos y varios componentes secundarios arrastrados
durante el transporte, todo embebido en una matriz rica en arcilla. Las áreas marginales y
medio-dístales muestran una transición gradual hacia depósitos de flujo de escombros
cohesivos con un aumento en el contenido de matriz y una disminución del tamaño de los
clastos (Zernack et al., 2010).
5.2.1 AdE Pungarehu
El evento más grande de colapso conocido al V. Taranaki ha producido el depósito de
AdE Pungarehu (fig. 34a), un deposito de aproximadamente 22 ka de edad (Neall, 1979),
con un volumen de más de 7.5 km 3 (Ui et al., 1986), con una extensión de 200-250 km 2 y un
eje de dispersión hacia el oeste del volcán.
Su extensión a lo largo de la costa se calcula en 8 km al occidente de Cape Egmond
(McDougall & Gibb, 1970; Neall, 1979). Mapas batimétricos muestran la presencia de
montículos de la avalancha a 60 m de profundidad (Shell, BP y Todd Oil Service Ltd., 1974).
Hacia el sur su extensión es incierta debido a la progresiva sobreposición de los depósitos
de AdE Opua y Warea más jóvenes.
El espesor del DAdE Pungarehu supera los 60 m en áreas proximales y 16 m en
sectores más dístales a lo largo de su eje de dispersión, llegando a espesores de pocos
metros en partes más marginales.
Una de las características mas peculiares de este depósito está representada por la
“facies hummocky” con montículos que presentan alturas de menos de 5 metros cerca de
la línea de costa hasta más de 30 m en partes más proximales (Neall, 1979).
80

5.3 Ciclos volcánicos del Volcán Taranaki
Capítulo 5
La península de Taranaki se conforma principalmente de una espesa secuencia de
depósitos volcaniclásticos de más de 200 ka de edad que se extiende radialmente 25-45
km desde la actual cumbre.
En acantilados de varios metros de espesor a lo largo de la costa, está expuesta una
gran variedad de depósitos de flujo agua-sedimentos y flujos granulares, que comprenden
avalanchas de escombros, flujos de escombros, flujos hyperconcentrados, depósitos
fluviales diluidos y toda la gama transicional entre estos procesos. Todos estos depósitos
corresponden a una serie de diferentes mecanismos de transporte y emplazamiento
caracterizados asimismo por varios ambientes deposiciónales que se pueden agrupar en
periodos cíclicos específicos de deposito en un ambiente volcánico inestable (Zernack et
al., 2009).
Generalmente el ciclo volcánico del V. Taranaki empieza después de la destrucción de
una gran porción del edificio y está caracterizado por una regeneración de la cicatriz
dejada por el colapso. Erupciones explosivas, extrusiones de domos y coladas de lava
localizadas, representan la actividad típica del volcán durante su primera etapa de
reconstrucción (Platz et al., 2007; Turner, 2008).
Los flujos pirocláticos como los flujos de bloques y ceniza producidos durante el
primer periodo de restauración, se limitan a las áreas proximales debido a la moderada
elevación del edificio. A medida que el volcán crece, con el aumento de la altura del
edificio los flujos piroclásticos llegan a alcanzar distancias mayores hasta > 20 km (Zernack
et al., 2009) y se empieza a tener una acumulación medio-distal de espesas secuencias de
flujos de escombros, flujos de escombros cohesivos y flujos hyperconcentrados
intercalados por capas de material piroclástico.
Generalmente la actividad volcánica no es continua así como varían las zonas de
acumulación de los flujos, lo que indica aparentes periodos de quiescencia del volcán.
Estas pausas están representadas por la presencia de suelos y acumulaciones de turba así
como por un reestablecimiento del paisaje por procesos fluviales y/o eólicos.
81

Capítulo 5
El ciclo volcánico se cierra con otro gran colapso sectorial del cono que se traduce en
una avalancha de escombros y flujo de escombros. La avalancha cubre una extensa área
de la planicie alrededor del volcán modificando marcadamente el paisaje, el sistema de
drenaje y las tasas y mecanismos de sedimentación (Procter et al., 2009).
5.4 Distribución y características del depósito de AdE Pungarehu
El depósitos de AdE Pungarehu aflora de manera continua a lo largo de la costa entre
los arroyos Oaonui y Otahi por aproximadamente 2 km y desde el arroyo Okahu hasta el
arroyo Warea por aproximadamente 13 km. Desde el Arroyo Waiaua hasta el arroyo
Punehu el depósito aflora por debajo del depósito de AdE Opua de 7 mil años de edad, y
está también preservado en los pequeños canales cerca del arroyo Heimama (fig. 34b).
Es posible encontrar buenos afloramientos, aunque muy puntuales, a lo largo de
algunas carreteras que ascienden radialmente de la costa hacia el volcán, así como en
pequeños cortes de los montículos y/o en canteras abandonadas o en actividad. En
general el depósito presenta las características texturales típicas de avalanchas de
escombros (Glicken, 1991; Mehl et al., 1999, Vik de Vries et al., 2001; Capra et al., 2002;
Roverato et al., 2011) con abundantes clastos y megaclastos fracturados que pueden
alcanzar varios metros de diámetro y soportados por un contenido variable de matriz.
La morfología del depósito se caracteriza por zonas en montículos y zonas planas. En
áreas más proximales la facies de montículos se confunde con aquella del depósito de
avalancha de escombros Opua, así que es difícil discriminar la pertenencia de los
montículos de los dos depósitos. Sin embargo, los montículos del depósito de AdE
Pungarehu son mejor definidos y distinguibles hacia la costa donde solamente dicho
depósito aflora.
En las partes proximales es difícil poder delimitar con continuidad el depósito de
avalancha de escombros debido a la ausencia de afloramientos amplios, lo que dificulta
una descripción textural exhaustiva. Frecuentemente los afloramientos proximales se
caracterizan por ser formados únicamente por megabloques de los cuales no se puede
definir sus límites y que probablemente formaban una estructura en montículo. Sin
82

Capítulo 5
embargo, hacia las partes dístales, y en particular a lo largo de la costa, el depósito tiene
una muy buena exposición, lo que permite una descripción detallada de sus variaciones
texturales.
Así como los depósitos estudiados en el volcán de Colima, también para el depósito
Pungarehu se utilizará una descripción según las facies que lo caracteriza. Debido a la
abundancia de megabloques en el DAdE Pungarehu, en la descripción también se hará
una distinción entre la matriz intra-clasto, propia del material en su posición original, y la
matriz inter-clasto, la que constituye al material fino que ha contribuido al movimiento del
flujo y que rodea clastos y megaclastos.
El trabajo de campo en el volcán Taranaki se desarrolló en un periodo de
aproximadamente 3 meses entre febrero y mayo de 2011. Las observaciones se
concentraron en el sector occidental de la península Taranaki entre la costa y aprox. 15 km
de la cumbre del volcán. La dispersión, los limites y la estratigrafía del depósito
investigado, el más grande del Taranaki, están ya ampliamente estudiados y descritos en
trabajos previos (Neal et al., 1986; Ui et at., 1986; Alloway et al., 2005; Procter et al., 2009;
Zernack et al., 2010); sin embargo, el enfoque principal de esta investigación fue el estudio
detallado sobre sus características texturales macroscópicas y microscópicas. Se
describieron todos los afloramientos de interés a lo largo de la costa, así como en canteras
puntuales dispersas en el área examinada. Por lo general se recolectaron más de una
muestra por cada afloramiento para la caracterización de las principales diferencias
texturales (lava-sigla Tr#a, material escoriaceo-sigla Tr#b, y matriz y/o material más suelto-
sigla Tr#c).
La cantera Wiremu representa el afloramiento Tr15 (fig 35), el punto más proximal
encontrado en el área (13,5 km de la cumbre) y expone varios metros de espesor (15-25 m)
y decenas de metros de longitud del depósito de AdE Pungarehu. El depósito se presenta
en facies de matriz rica en clastos (fMrc) con porciones muy amplias (varios metros)
caracterizadas por megaclastos de lava andesítica, completamente fracturados y
deformados. El depósito también presenta áreas caracterizadas por alteración hidrotermal
83

Capítulo 5
aunque en la totalidad del afloramiento el material es fresco y poco alterado. En algunos
puntos de la cantera se puede reconocer el contacto entre el depósito Pungarehu y el
sobresaliente depósito de AdE Opua (fig. 35).
Hacia el norte y a la misma distancia de la cumbre (aprox. 13,5 km) se encuentra otra
cantera (Parihaka quarry) que corresponde a la sección Tr14 (fig 36). Aquí el depósito está
caracterizado por un dominio muy bien expuesto de lava andesítica completamente
fracturada de aproximadamente 15 metros de longitud (Tr14a) cubriendo a una porción
del depósito más fina en facies de matriz (fM) (Tr14b).
Hacia la costa se encuentran otras tres canteras abandonadas de menor tamaño que
igualmente muestran dominios de lava andesítica con diámetros de varios metros. Estas
lavas andesíticas se caracterizan por tener una porción escoriacea, generalmente en su
base, con un mayor grado de fragmentación y que por esta razón se llega a mezclar y
dispersar más fácilmente en la matriz, textura que típicamente se observa en la mayoría de
los afloramientos. Por ejemplo, en el afloramiento Tr13, que se ubica en una de estas
canteras, se encuentran amplias porciones escoriaceas de las lavas que en varios puntos
del afloramiento se mezclan con la matriz (fig. 37a), misma textura que se observa en la
sección Tr13b (fig. 37b) y que se observan en los afloramientos Tr15 y Tr09, 5 km más abajo
hacia la costa (fig. 37c), o Tr16 y Tr04 ya en la costa.
84

Capítulo 5
85

Capítulo 5
86

Capítulo 5
87

Capítulo 5
Todos los afloramientos a lo largo de la costa están caracterizados por una facies de
matriz hibrida (fMh) (tabla 3). Como ya se ha mencionado, el término híbrida se refiere a un
depósito caracterizado por porciones de avalancha de escombros (clastos en
rompecabezas, porciones heterogéneas, clastos sub-angulosos) rodeadas por una matriz
homogénea, con clastos sub-redondeados con una textura más similar a un flujo de
escombros. La figura 38 muestra varias fotografías (Tr8, Tr3, Tr7, Tr11) de afloramientos
muestreado a lo largo de la costa que se presentan en facies de matriz híbrida con clastos
sub-redondeados y pequeños clastos en rompecabezas, por lo general de pocos
centímetros de diámetro, hasta pocas decenas de centímetros, embebidos en una matriz
homogénea de color naranja-amarillo. Es posible encontrar clastos exóticos, provenientes
del substrato, arrastrados durante el transporte (fig. 39).
88

Capítulo 5
La costa en su mayoría se caracteriza por acantilados de pocos metros, hasta varios
metros de altura (max. 40 metros), que muestran el depósito de AdE Pungarehu a veces
intercalado con depósitos fluviales, lahares y con toda una gama de depósitos de material
retrabajado que caracteriza la planicie de Taranaki (ej. Flujos hiperconcentrados, flujos de
escombros) (Zernack et al, 2010). Se encuentran también varios cortes de los montículos
de este depósito debido a la actividad erosiva del mar. Estos cortes muestran la estructura
interna de los montículos distales que se caracterizan por megaclastos de material lávico
andesítico, completamente fracturado y/o porciones menos coherentes embebidas en una
matriz (inter-clastica) que los rodea.
La fig. 40 muestra uno de estos montículos en la sección Tr11 (a), en donde se observa un
megaclasto de lava andesítica completamente fracturado compuesto por fragmentos de
tamaño muy variable. El megaclasto esta inmerso en una matriz homogénea anaranjada
(fig. 40) Tr11(b), y se puede observar, en porciones puntuales, en donde la misma matriz se
mezcla con el material que compone el megaclasto (fig. 40) Tr11(c).
Las mismas características se puede notar en Tr16 (a) (fig. 40) donde el megaclasto
compuesto por la lava y una parte más escoriacea roja (como se describe antes para la
sección Tr13b) está embebido en una matriz naranja. Este objeto comienza a disgregarse y
a dejar que porciones de la matriz entren y se mezclen con el material que lo compone
como se muestra en el detalle de fig. 40 Tr16 (b).
En Tr04 una sección de 25 metros de largo y 10 metros de alto se observa la estructura
interna de un grande montículo (fig. 41a) que está compuesto por diferentes dominios;
aquí el depósito sigue presentándose en facies de matriz híbrida, en donde una matriz
homogénea rodea parcialmente partes de estos dominios (fig. 41b).
89

Capítulo 5
90

Capítulo 5
91

6. Caracterización granulométricas
Capítulo 6
Como parte del estudio sedimentológico de los depósitos de AdE-Tonila y San Marcos
se analizaron 28 muestras colectadas a lo largo de las barrancas investigadas, 14 muestras
pertenecen al depósito San Marcos y 14 al depósito Tonila. Las muestras han sido
recolectadas tratando de abarcar todas las variedades de facies encontradas en esta área
de estudio. En la medida de lo posible, se ha tratado de muestrear, en el mismo
afloramiento, muestras de ambos cuerpos de AdE para así poder desarrollar una
comparación de los dos depósitos a la misma distancia desde la fuente.
Sin embargo, para el depósito de AdE Pungarehu se analizaron 19 muestras
recolectadas en el área que rodea el edificio del volcán Taranaki, en afloramientos tanto en
el interior como a lo largo de la costa.
Se recolectaron también 16 muestras de la secuencia piróclastica caracterizada por
oleadas y material de caída descrita en el capitulo 4.4.4 para analizar su granulometría y
componentes.
Para poder estudiar las características texturales a distinta escala de los depósitos de
AdE Tonila, San Marcos y Pungarehu se observaron al microscopio electrónico de barrido
partículas con diámetro entre 0 y 1! (1-0.5mm) de ocho diferentes muestras para los
depósito del volcán de Colima y 14 para el volcán Taranaki..
6.1 Metodología
El análisis granulométrico comprende tres métodos para cada clase granulométrica
estudiada: gruesa, media y fina.
- La fracción gruesa comprende las partículas de tamaño entre -4! y -9! (16 y 512 mm)
y el procedimiento analítico utilizado se basa en lo propuesto por Sarocchi (2005), usando
el método de Rosiwal (1898) como fundamento principal. Las partículas se midieron por
medio de imágenes digitales de alta resolución en las cuales se creó una malla con
abertura arbitraria en función del diámetro promedio de las partículas. Las imágenes
fueron analizadas con el programa “Image Pro Plus”. Esta metodología no se ha utilizado
92

Capítulo 6
para las 16 muestras de la secuencia piroclástica debido a la naturaleza más fina de estos
depósitos.
- La fracción media comprende los tamaños desde -3! a 4! (8mm a 63µm). Este
análisis se lleva a cabo con el tamizado en seco utilizando mallas con un intervalo de 1!.
Las muestras fueron agitadas con un equipo RO-TAP RX-29 (W.S.Tyler) durante un tiempo
de 7-11 minutos. En promedio se utilizó medio kilogramo de muestra, pesando cada
fracción obtenida en una báscula electrónica de precisión.
- La porción fina > 4! (>63 µm) fue analizada mediante el fotosedimentógrafo Fristch –
Analysette 20 que utiliza la misma técnica de la difratometria láser. Los resultados
obtenidos representan la clase granulométrica comprendida entre 4! y 9! con un intervalo
de 1!. Los datos de los tres métodos fueron normalizados para obtener el rango completo
(de -9! a 9!) del tamaño de las partículas de cada muestra analizada.
Para obtener los parámetros estadísticos de moda, selección, kurtosis y asimetría se
utilizó el programa KWare SFT (versión 2.19.0168*, 31/07/2007 – Ken Wohletz)
Para el análisis microscópico de la textura de las partículas se utilizó un microscopio de
barrido JEOL-35C equipado con un detector de energía dispersa TRACTOR NORTHERN, con
una corriente de 15 kV y un tiempo de adquisición de 20 s. Para este propósito se
procesaron 8 muestras para los depósitos del v. De Colima, 4 del depósito de AdE-SM y 4
del depósito Tonila., y 14 muestras para el depósito de AdE Pungarehu. Cada muestra,
compuesta por partículas de 1-0.5mm fue montada sobre de un cilindro de aluminio y
recubierta por carbono.
Parte de los análisis y del procesamiento de los datos obtenidos durante la campaña
de Nueva Zelanda se han realizado en los laboratorios de la Massey University de
Palmerston North (NZ), otra parte se llevó a cabo en los laboratorio del Centro de
Geociencias de la UNAM en Juriquilla, Queretaro (MX).
6.2 Análisis granulométrico
Los histogramas presentados en la figura 42 muestran la distribución granulométrica
de los depósitos de AdE investigados en este trabajo están organizados según su posición
93

Capítulo 6
94

Capítulo 6
95

Capítulo 6
en las barrancas, desde los afloramientos más proximales hasta los dístales. La mayoría de
las distribuciones granulométricas muestran, en general, un comportamiento bimodal con
modas principalmente entre - 5! y -3! para las fracciones más gruesas, y 3!-4! para las
finas. Algunas distribuciones presentan un perfil con tendencia unimodal como en el caso
de Pcr14c y 32, mientras otras se presentan de trimodales hasta polimodales como en el
caso de Pcr53a, 11c, 12b1, 31, 65d, 67 y 34 donde las modas se distribuyen en distintas
fracciones granulométricas. Muchos histogramas (eje. Pcr11a, 73 77, 35, 65d, 67) exhiben
una pequeña moda en el rango de los limos entre 5! y 7!, aunque el porcentaje en peso
de estas clases sigue siendo muy bajo comparado con las otras fracciones. Por lo general
no se nota una gran variación granulométrica con la distancia, ni para el depósito de AdE
San Marcos ni para el depósito de AdE Tonila. Si se considera que estos depósitos se
presentan extremamente mal seleccionados y con grandes variaciones laterales de facies,
se puede explicar la ausencia de una correlación en las distribuciones. Por ejemplo, los
histogramas Pcr35, 34, 32 se refieren a afloramientos del depósito de AdE Tonila, muestran
una semejanza relevante entre Pcr35 y Pcr32 y una marcada diversidad con Pcr34, no
obstante estan relativamente cercanos. Otro ejemplo es Pcr65d (afloramiento más distal
del depósito de AdE-T) que comparado con Pcr20DA (más proximal del mismo depósito)
no presenta clases más grandes del tamaño de la grava fina (-3!) pero muestra un
aumento notable de los valores por cada fracción entre 0! y 3! de aproximadamente 7
puntos con un aumento considerable, también, en las fracciones limo-arcillosas (5!-9!). La
falta de una transición lineal desde las fracciones más gruesas hacia las finas en las
distribuciones granulométricas intermedias (Pcr19a ! Pcr59) confirma, una vez más, cómo
estos depósitos presentan una gran heterogeneidad textural con variaciones
granulométricas muy localizadas. Las curvas acumulativas (fig. 43) en general no muestran
grandes variaciones entre un depósito y otro. Para ambos se observa una ligera tendencia
a una disminución en la pendiente de las curvas para las fracciones de grava fina - arena (-
2! ! 4!) para volver a tener un ligero aumento de la pendiente en el campo de los limos.
Las cúspides que se observan en algunas curvas, debido a repentinos cambios de la
pendiente, representan la escasez de material para algunas fracciones granulométricas,
96

Capítulo 6
97

Capítulo 6
generalmente 4! y 5!, dato que se pueden observar también en los histogramas de la
figura 42.
Observando los dos depósitos de AdE se nota cómo la avalancha San Marcos presenta
una mayor concentración de clastos en la fracción grava-arenosa comparado con la
avalancha Tonila ndonde la distribución granulométrica migra hacia fracciones más finas.
Los contenidos de grava, arena, limo y arcilla por cada muestra están representados en la
tabla 5.
La avalancha San Marcos presenta un contenido de grava que varia de 27 a 72 wt%
aunque la mayor concentración se encuentra entre 42 y 69 wt% con un valor medio de 50
wt%. El contenido de matriz es muy abundante en general para ambos depósitos y varía,
para la avalancha San Marcos, entre un mínimo de 28 hasta un máximo de 72 wt%, con un
valor medio de 49 wt%. El contenido de finos (limo + arcilla) tiene un porcentaje bastante
elevado pasando de un mínimo de 2 a un máximo de 17 wt% con una concentración más
abundante entre 4 y 9 wt% y un valor medio de 7 wt%. El contenido de arcilla es
prácticamente ausente con valores máximos alrededor de 0,4-0,5 wt%.
La avalancha Tonila presenta un contenido de grava en general menor, comparado
con el depósito de AdE-SM, el cual está caracterizado por valores que varían entre 10 y 75
wt%, con una mayor concentración entre 20 y 60 % y un valor medio de 43 wt%. La matriz
varía entre 24 y 90 wt% con un valor medio de 56 wt%. El contenido de finos es
generalmente más abundante que en la avalancha San Marcos con valores que varían
entre 2 y 17 wt% y una valor medio de 8 wt%. Los valores de arcilla, aunque bajos, suben
0.3 puntos comparado con el depósito San Marcos presentando valores máximos de 0.7 wt
% aproximadamente.
Graficando estos datos en un diagrama ternario Grava-Arena-Finos (limo + arcilla) (fig.
44) se confirma cómo las muestras del depósito San Marcos abarca un área cargada hacia
las gravas, comparado con la avalancha Tonila, donde la concentración en peso de las
muestras se presenta mayor hacia las arenas. La tabla 6 presenta los parámetros
estadísticos (Mz, ", sk, Kr) para ambos depósitos de AdE-San Marcos y Tonila. En la tabla los
afloramientos están organizados del más cercano al más distal del origen.
98

Capítulo 6
Tabla 5 Contenidos en% de grava, arena, limo y arcilla en las muestras de los depósitos de AdE San
Marcos y Tonila.
Muestra
Grava
(-8! a -2!
Arena
(-1! a 4!)
AdE-SM
Limo
(5! a 8!)
Arcilla
(>= 9!)
Finos
(L+Arc)
Matriz
(-1/9!)
Pcr53a 42.84 51.67 5.25 0.25 5.5 57.17
Pcr11a 42.7 50.16 6.82 0.32 7.14 57.3
Pcr41a 65.42 30.0 4.45 0.14 4.59 34.59
Pcr14a 54.2 41.81 3.93 0.06 3.99 45.8
Pcr30a 27.41 55.24 17.15 0.3 17.45 72.69
Pcr72a 52.54 33.6 4.12 0.04 4.16 37.76
Pcr73 46.76 43.82 9.1 0.34 9.44 53.26
Pcr37a 47.73 49.9 2.28 0.09 2.37 52.27
Pcr47a 50.76 38.66 10.16 0.43 10.59 49.25
Pcr36 72.0 25.9 2.1 0.02 2.12 28.02
Pcr43a 50.8 44.9 4.15 0.15 4.3 49.2
Pcr46a 47.65 43.0 9.34 0 9.34 52,34
Pcr77 36.74 51.71 11.0 0.55 11.55 63.26
Pcr65a 68.91 26.68 4.19 0.22 4.41 31.09
Valor
medio
50 42 7 0.2 7 49
AdE-T
Pcr20DA 59.82 38.15 1.93 0.1 2.03 40.18
Pcr19a 75.35 21.92 2.57 0.16 2.73 24.65
Pcr35 59.59 33.95 6.0 0.45 6.45 40.4
Pcr34 43.46 48.03 7.5 1.0 8.5 56.53
Pcr32 60.1 34.22 5.42 0.27 5.69 39.91
Pcr31 44.34 47.79 7.21 0.72 7.93 55.72
Pcr67 53.66 38.85 6.28 0.21 6.49 45.34
Pcr11c 45.15 50.0 4.75 0.10 4.85 54.85
Pcr12b 22.51 68.35 8.88 0.25 9.13 77.48
Pcr14c 9.96 75.76 13.73 0.54 14.27 90.03
Pc59 44.01 50.34 5.27 0.38 5.65 55.99
Pcr39a 29.87 66.5 3.56 0.06 3.62 70.12
Pcr42a 39.59 48.20 12.1 0.2 12.3 60.5
Pcr65d 21.04 61.55 16.7 0.71 17.41 78.96
Valor
medio
43 49 7 0.4 8 56
99

Capítulo 6
100

Capítulo 6
Tabla 6 En la tabla vienen reportados los parámetros estadísticos (Mz, ", Sk, Kr) para
ambos depósitos de AdE-San Marcos y Tonila. Los afloramientos están organizado desde el
más cercano hacia el más distal del origen.
DAdE San
Marcos
Media (Mz):
Desviación
estándar (")
Skewness (sk) Curtosis (kr)
53a -1,29 4,06 -0,17 0,79
11a -0,75 3,4 0,13 0,78
41a -3,48 4,15 0,36 1,13
14a -2,29 3,9 0,16 0,69
30a 0,48 3,49 0,02 0,78
73 -1,51 3,88 0,01 0,76
72a -3,25 4,5 0,24 0,77
37a -1,75 3,64 -0,01 0,7
47a -1,82 4,37 0,16 0,63
36 -3,53 3,28 0,38 1,01
43a -1,74 3,48 0,14 0,79
46a -1,16 3,91 0,16 0,64
77 -0,67 3,6 -0,11 0,83
65a -3,5 3,51 0,37 0,8
DAdE Tonila Media
Desviación
estándar (")
Skewness (sk) Curtosis (kr)
20DA -2,41 3,4 0,28 0,78
19a -3,74 3,17 0,27 1,16
35 -1,97 3,55 0,45 0,93
34 -1,19 4,19 -0,11 0,82
32 -2,37 3,48 0,35 0,88
31 -1,26 3,55 0,16 1
67 -2,22 3,99 0,17 0,82
11c -1,38 3,83 -0,12 0,71
12b 0,34 2,93 0,01 0,92
14c 1,68 2,55 -0,18 1,08
59 -1,11 3,65 0,03 0,77
39a -0,17 2,62 -0,02 0,68
42a -0,61 4,15 -0,09 0,68
65d 0,78 3,28 0,1 1,01
101

Capítulo 6
Para el DAdE-SM los parámetros no muestran gran variación con la distancia. La media
(Mz) se mantiene en valores marcadamente negativos que reflejan el dominio de las
gravas, la desviación estándar (") varía entre 3,4 y 4,37, valores que representan un grado
de selección marcadamente pobre, lo cual, además, no presenta ningún tipo de variación
con la distancia. Los valores de la asimetría, skewness (sk), muestran una tendencia positiva
hacia las fracciones más finas. La curtosis tiene valores entre 0.63 y 1,13.
Tanto el depósito de avalancha Tonila, como el depósito San Marcos, presentan
parámetros sedimentológicos que no varían mucho con la distancia. El único parámetro
que muestra una ligera variación es la media que tiende a aumentar con la distancia del
origen lo que se traduce en una disminución del tamaño de los clastos hacia áreas más
marginales. La desviación estándar refleja una mala selección y varía entre 2,55 y 4,19,
valores en promedio más bajos comparados con el depósito de AdE-SM. El parametro
skewness tiene una tendencia positiva hacia las fracciones más finas y el curtosis tiene
valores muy parecidos al depósito San Marcos.
La figura 45 muestra tres diagramas de tendencia de los parámetros estadísticos más
significativos (Mz, sk, ") para comparar los dos depósito de AdE.
6.2.1 Análisis granulométrico de la AdE Pungarehu
Los histogramas ilustrados en la fig. 46 muestran las características sedimentológica
de los depósitos analizados para la avalancha Pungarehu y están organizados según su
posición con respeto a la cumbre, desde el más proximal hasta los que se ubican a lo largo
de la costa. En general los histogramas presentan una distribución granulométrica con
tendencia unimodal aunque no faltan distribuciones marcadamente bimodales. Las modas
caen entre - 7! y -4! para los gruesos y en 1!-2! para los finos.
Los histogramas que presentan mayor porcentaje en peso en las fracciones gruesas
(Tr14a, Tr15a, Tr13a, Tr09a, Tr16a) se refieren a las muestras de los dominios lávicos de
cada afloramiento.
La tendencia de los megaclastos lávicos a no presentar variaciones en el
comportamiento granulométrico, se traduce en una ausencia de variación con la distancia
del tamaño de cada fragmento que compone el megaclasto. Este carácter se puede notar
102

Capítulo 6
también en la tabla de los parámetros estadísticos (tab. 7) donde no se aprecia ninguna
variación tangible de los parámetros y en la tabla 8, grava-arena-finos, donde el porcentaje
de grava no muestra variaciones de relieve con la distancia.
Sin embargo, el comportamiento de las muestras del material más escoriaceo (Tr14b,
Tr15b, Tr13b, Tr09b, Tr16b) presenta una disminución en la cantidad de material del
tamaño de la grava en relación de las fracciones arenosas, en función de la distancia (tab.
8) y el único parámetro estadístico (tabla 8) que presenta una variación es la media (Mz)
que tiende a valores más positivos con la distancia, lo que se traduce en una disminución
del tamaño de los clastos hacia porciones más dístales.
Las muestras Tr15c, Tr14c, Tr13c, Tr09c, que se refieren a lo que hemos definido como
aquel material que se presenta más suelto y las Tr08, Tr11, Tr16c, Tr02, Tr06, que se refieren
a la matriz del depósito de AdE Pungarehu en secciones dístales y en facies de Matriz
híbrida, no presentan variaciones tangibles con la distancia, en los parámetros estadísticos
y en la relación Grava-Arena-Finos.
Además, a pesar de que se trate de un depósito muy heterogéneo, es muy importante
considerar el aporte de material areno-limoso durante el transporte debido al arrastre de
porciones del substrato, como se muestra en la fig. 39 que cambia la firma granulométrica
del depósito.
103

Capítulo 6
104

Capítulo 6
Tabla 7 Parámetros estadísticos (Mz, ", sk, kr) para el depósito de AdE Pungarehu. Los
afloramientos están organizados del más cercano hacia el más distal del origen.
Muestra Media (Mz)
Desviación
standard (")
Skewness (sk) Curtosis (kr)
Tr15a -6,21 2,51 0,22 1,57
Tr15b -4,66 2,31 0,27 1,48
Tr15c -1,44 3,88 -0,24 0,67
Tr14a -4,79 3,04 0,43 1,07
Tr14b -3,22 2,82 0,34 1,18
Tr14c 1,49 2,15 0,18 1,05
Tr13a -6,23 2,56 0,32 0,93
Tr13b -2,38 3,22 0,14 1,01
Tr13c -2,09 3,34 0,43 1,1
Tr09a -4,3 3,8 0,3 0,98
Tr09b -0,68 3,76 -0,3 0.64
Tr09c 0,28 3,35 -0,08 0,88
Tr08 -2,71 2,58 0,36 0,88
Tr11 -2,07 2,5 0,32 0,84
Tr16a -5,41 2,44 0,39 1,37
Tr16b -3,11 3,28 0,22 0,96
Tr16c -1,23 3,35 -0,18 0.7
Tr02 0,08 3,13 -0,28 1,03
Tr06 0,59 2,73 -0,29 1,04
105

Tabla 8 Contenidos de grava, arena, limo y arcilla en las muestras del depósito de AdE.
Muestra
6.3 Análisis textural microscópico
Capítulo 6
El análisis microscópico (fig. 47) aplicado a ocho muestras de los dos depósitos toma
en cuenta las características texturales superficiales de las partículas de tamaño entre 1 y
0,5 mm (0-1!).
Grava
(-8! a -2!
Arena
(-1! a 4!)
Limo
(5! a 8!)
Arcilla
(>= 9!)
Finos
(L+Arc)
Matriz
(-1/9!)
Tr15a 90,79 8,62 0,57 0,01 0,58 9,2
Tr15b 86,96 12,16 0,87 0,02 0,89 13,05
Tr15c 42,17 53,94 3,88 0,0 3,88 57,82
Tr14a 81,52 17,47 1,02 0,0 1,02 18,49
Tr14b 73,3 25,11 1,58 0,0 1,58 26,69
Tr14c 2,74 85,14 11,82 0,30 12,12 97,26
Tr13a 92,05 7,42 0,52 0,0 0,52 7,94
Tr13b 58,52 37,82 3,54 0,12 3,66 41,48
Tr13c 56,93 37,65 5,34 0,08 5,42 43,07
Tr09a 74,5 24,24 1,25 0,02 1,27 25,5
Tr09b 32,66 58,85 8,49 0,0 8,49 67,34
Tr09c 26,54 62,22 11,22 0,03 11,25 73,47
Tr08 67,17 28,47 4,38 0,07 4,45 32.92
Tr11 60.01 35.96 4,07 0,06 4,13 40,09
Tr16a 87,88 11,13 0,97 0,01 0,98 12,11
Tr16b 66,42 32,46 1,1 0.03 1,13 33,59
Tr16c 39,1 57,63 3,28 0,0 3,28 60,91
Tr02 24,22 67,14 8,56 0,09 8,65 75,79
Tr06 18,6 74,82 6,46 0,12 6,58 81,4
106

Capítulo 6
107

Capítulo 6
Dichas características hablan del depósito principalmente en términos de interacción
entre las partículas y su dinámicas de transporte. Se identificaron varios tipos de fracturas;
tale como caras de fracturas, surcos rectos, fracturas concoides, escalones arqueados,
marcas de percusión y rasguños de diferente intensidad.
Las partículas analizadas son principalmente líticos y cristales principalmente de y en
menor medida de anfíbol.
Los clastos en general se presentan con una morfología heterogénea, en ocasiones
alargados, otras más esféricos (fig. 47a) con partes angulosas o redondeada como en el
caso del cristal de la figura 47b con bordes perfectamente redondeados.
Las fracturas en general se encuentran en ambos fragmentos, líticos y cristales, y es
común que las fracturas en los líticos se observen tanto en la matriz del clasto, como en los
cristales contenidos en el mismo (fig. 47c). Al revés, generalmente las fracturas en los
108

Capítulo 6
cristales no se propagan en la matriz del clasto como se observa en la fig. 47d). La misma
foto muestra los planos de foliación del cristal.
Es muy común observar cristales truncados (fig 47e) y/o rotos (fig. 47f) y lo que
Komorowski et al. (1991) y Caballero y Capra. (2010) definen como “geometría en escalera”
(fig. 47g y 47h).
En general los cristales conservan muy claramente cualquier tipo de rasgos y cada tipo
de fracturas. La figura 54i muestra una fractura irregular con una pequeña estructura “pull-
apart” que nos indica la cinemática de movimiento de las dos porciones del cristal, así
como en la figura 47j se puede observar un pequeño desplazamiento dado por la fractura.
Una categoría de rasgos muy común está representada por escalones producidos por
desgarres (fig. 47k, 47L, 47m, 47n y 47o).
Otros rasgos característicos son los rasguños y surcos. En la figura 47p se pueden notar
rasguños paralelos en un cristal de piroxeno y en la figura 47q se observan rasguños
paralelos con profundidad mayor en la porción derecha de cada incisión. Surcos paralelos
finamente espaciados se observan en un cristal de anfíbol en la figura 47r. Las marcas de
impacto son abundantes; la fig. 47s muestra una secuencia de impactos consecutivos
mientras en fig. 47t se puede apreciar una marca de impacto más amplia que ha fracturado
y molido la parte impactada del cristal. Es bastante común encontrar en depósitos sujetos
a marcado intemperismo, pequeños aguijones triangulares de pocas micras de tamaño,
que se desarrollan dentro de las fracturas de los anfíboles. Este tipo de alteración en inglés
se define como etching o sea una incisión o, más bien, una removilización química que
afecta partes del anfíbol (usualmente hornblenda) dejando, en los planos del cristal,
pequeñas “excavaciónes” y en las extremidades los típicos aguijones triangulares (fig. 47u).
Así como en el volcán de Colima, también con las muestras recolectada en el volcán
Taranaki se ha procedido al análisis con microscopio de barrido de las partículas, líticos y
cristales, de tamaño entre 1 y 0,5 mm (0-1!). Las características encontradas son propias de
los depósitos de AdE, incluyendo varios tipos de fracturas, caras de fracturas, surcos,
marcas de percusión y rasguños de diferente intensidad (fig. 48).
109

Capítulo 6
110

Capítulo 6
111

6.4 Secuencia piroclástica
Capítulo 6
Los histogramas de las muestras que componen la secuencia piroclástica encontrada
en la cima del depósito de AdE Tonila en Pcr20DA, muestran un comportamiento
puramente unimodal (fig 49), característica peculiar de los depósitos de caída y oleadas
piroclásticas. Las modas oscilan entre 1! y -2! para las muestras más gruesas y 3! y 4! para
las muestras más finas (Pcr20j, k, y, x).
Se procedió también al análisis de componentes para la fracción 0! (1mm) utilizando
un microscopio estereoscópico con magnitud máxima de 10x. La fracción ha sido dividida
en cristales, pómez, líticos vesiculados y líticos para un total de 12 muestras (tabla 9). La
fracción de los liticos/liticos vesciculados tiende a disminuir hacia los niveles
estratigráficamente más elevados, mientras que el material juvenil (pómez) y los cristales
aumentan.
Para poder estudiar la naturaleza de la erupción responsable de la formación de esta
secuencia piroclastica se realizaron análisis con microscopio electrónico de barrido sobre
cuatro de los doce niveles muestreados. Se utilizaron partículas de 0! (1mm) que
comprenden líticos, cristales y fragmentos juveniles, estos últimos representan el material
que más provee información sobre el tipo de actividad eruptiva. Las partículas de ceniza
presentan características morfológicas tipo blocky (fig. 50a/b) presentándose compactas
con fracturación curviplana con una vesicularidad de muy baja a ausente, la foto 50c
muestra un fragmento de vidrio con fracturación concoide. Algunas muestran una
vesicularidad ligeramente mas marcada, de baja a moderada, con vesículas esférica o y/o
de forma ligeramente irregular (50d/e/g/h/i), la figura 50f muestra el particular de una de
estas vesículas esféricas. La gran mayoría de las partículas están caracterizadas por
agregación de pequeños fragmentos vítreos soldados (fig. 50e/f/g/h/i) presentes en la
superficie de la partícula así como en los huecos dejados por las mismas vesículas.
112

Capítulo 6
113

Capítulo 6
Tabla 9 Resultados del análisis de componentes de la granulometría 0! (1mm). La fracción ha sido
dividida en cristales, pómez, líticos vesiculados y líticos para un total de 12 muestra.
Phi0 % liticos % liticos ves. % pomez % cristales
Pcr20a 47,39 43,69 7,30 1,62
Pcr20b 53,65 26,40 19,38 0,56
Pcr20c 57,07 30,24 12,20 0,49
Pcr20d 51,58 15,79 31,05 1,58
Pcr20e 67,74 14,29 13,36 4,61
Pcr20f 29,56 9,43 56,60 4,40
Pcr20g 23,70 6,94 66,87 2,49
Pcr20h 32,58 16,29 47,75 3,37
Pcr20i 29,69 12,50 53,65 4,17
Pcr20l 38,05 25,37 26,34 10,24
Pcr20m 53,94 18,67 25,73 1,66
Pcr20n 66,67 10,32 23,02 0,00
114

Capítulo 6
115

7. Discusión
7.1 Cicatriz del Paleofuego: único evento vs eventos múltiples
Capítulo 7
Varios autores han obtenido diversas edades relativas al evento de colapso lateral
ocurrido en el volcán Paleofuego, resultando en la gran cicatriz actual conocida como
caldera del Paleofuego. Robin et al. (1987) y Luhr y Prestagaard (1988) consideran de
hecho un único depósito de AdE que aflora en el sector meridional del Volcán de Colima
como resultado de dicho colapso.
La edad de este evento está basada solamente en dos fechamientos de 14 C
provenientes de dos secuencias piroclásticas directamente asociadas al supuesto depósito
de AdE arrojando valores que oscilan de un máximo de 9370±400 años AD (10,660 ± 550
cal años AD; Robin et al., 1987) a un mínimo de 4280±110 años BP (4850 ± 150 cal años BP;
Luhr y Prestagaard., 1988). Sin embargo, Komorowsi et al. (1997), Luhr et al. (2009) y Cortés
et al. (2010) han mostrado cómo la estratigrafía de los depósitos de AdE del volcán de
Colima y, en general, del CVC es mucho más compleja y caracterizada por varios episodios
de colapsos sectoriales desde los ultimo 45000 años, incluyendo los dos eventos descritos
y detallados en este trabajo.
Las edades relacionadas a los depósitos investigados dan valores de
aproximadamente 15 ka años cal. AP para el evento Tonila y > 28 ka años cal. AP para el
evento San Marcos.
Es de fundamental importancia, para una mejor comprensión de la posición crono-
estratigráfica de los depósitos de avalancha aquí descritos, y eventualmente relacionarlos
al colapso del volcán Paleofuego, poder estimar el volumen de material removilizado por
estos eventos. Una vista en perspectiva de la imagen sombreada tridimensional del CVC,
tal y como se presenta hoy en día (fig. 51a), muestra cómo la morfología del volcán
Paleofuego está muy bien preservada en sus flancos septentrional, occidental y
parcialmente en el sector oriental.
Estas evidencias han permitido la reconstrucción de la morfología original del
Paleofuego antes de los colapsos a través de la interpolación de los datos de elevación y
116

Capítulo 7
buzamiento de los flancos preservados (fig 51b/c), siguiendo la metodología discutida y
elaborada en los trabajos de Calvari et al. (2004), Norini et al. (2010a) y Norini et al. (2010b).
El DEM (Digital Elevation Model) de la topografía actual, con resolución horizontal de 5
metros, obtenida con imagenes LIDAR (Laser Imaging Detection and Ranging)
(Davila et al., 2007) ha sido utilizado para simular la morfología del volcán Paleofuego
original asumiendo que su forma era como una única estructura cónica. Se ha utilizado
una metodología similar para reconstruir la base del anfiteatro post-colapso,
removilizando el relieve del actual cono (fig. 51d).
La topografía reconstruida del volcán Paleofuego muestra que pudo haber sido un
cono simétrico de aproximadamente 4200 metros de altura con un volumen aproximado
de 14 km 3 . Considerando este escenario, el depósito originado por el colapso del volcán
117

Capítulo 7
Paleofuego pudo haber tenido un volumen de más de 10 km 3 . Por lo tanto, de acuerdo
con los volúmenes estimados para los depósitos de AdE-SM y T de alredor de 1 km 3 (!1.3
km 3 para San Marcos y ! 1 km 3 para Tonila) se sugiere que estos dos eventos representan
colapsos sectoriales menores que han afectado el Volcán de Colima.
Esta comparación tiene implicaciones muy importantes sobre la edad de la cicatriz del
Paleofuego. En la reconstrucción estratigráfica presentada en los capítulos 4.4.2, 4.4.3,
4.4.4, no se observan depósitos de AdE más jóvenes (! 10 ka cal. y ! 5 ka) por encima de la
secuencia aquí estudiada, el depósito de AdE más joven es la AdE-T de 13 ka (!15 ka cal.
AP). Siebe et al., (1992) y Cortés et al. (2005) reportan un depósito de AdE de 2,640 años
que aflora cerca del puente de la autopista Colima-Guadalajara próximo a la barranca Los
Lobos. Es importante subrayar que, según sus descripciones, se trata de un depósito
espacialmente limitado y probablemente emplazado en una paleo-barranca lo que
apuntaría a un volumen reducido del mismo. Como ya se ha mencionado, el colapso del
Paleofuego removilizó un volumen de aproximadamente 10km 3 , y si se considera !10 ka
cal. como su edad máxima, sería de esperar encontrar un depósito muy preservado y de
gran espesor coronando a la secuencia aquí estudiada.
Sin embargo, la reconstrucción estratigráfica realizada en el sector S-SE indica la
ausencia de un depósito de AdE, o parte de ese, de tal magnitud y edad, por lo que se
propone aquí que el colapso que ha producido la cicatriz del Paleofuego es seguramente
anterior al colapso que generó el depósito de AdE-T y muy probablemente más viejo que
la avalancha San Marcos (>28 ka cal AP).
Por lo tanto se puede afirmar que los depósitos aquí estudiados se han originado por
colapsos parciales de porciones menores del volcán Fuego de Colima, similar al evento
que originó la AdE Los Ganchos, descrito por Cortes et al. (2010) para el sector occidental
del volcán.
Las evidencias aquí expuestas apuntan a una edad mucho más antigua de las
reportadas en trabajos previos para dicho colapso. El problema que se puede discutir
reside en donde pueda aflorar un depósito de tal magnitud y porqué no se encuentra
claramente en el sector estudiado. Investigando la topografía y geomorfología de los
alrededores del volcán se puede notar cómo en el sector sur-occidental, y en particular en
118

Capítulo 7
la que se define depresión de la Yerbabuena, afloran claramente varios montículos,
algunos de más de 100 metros de altura. Dicha morfología, junto a las evidencias de
fechamiento de material orgánico encontrado adentro de algunos de estos cuerpos que
han dado edades mayores a 34 ka cal. AP (Cortés et al., 2005). Con base en estas evidencias,
y considerando la edad del depósito más antiguo aquí estudiado (>28 ka cal. AP), el
colapso del Paleofuego pudo ocurrir alrededor de los 34 ka cal. AP.
La ausencia del depósito en el sur-este del volcán (área investigada) se puede deber a
que las secuencias más recientes han cubierto dicho depósito.
7.2 Origen de los colapsos del Fuego de Colima
7.2.1 AdE San Marcos
Como se ha descrito anteriormente el depósito de AdE-SM está caracterizado por el
enriquecimiento de clastos con dimensiones > 0.25 m y se presenta mayormente en facies
fMrc.
Otra dato importante es la casi total ausencia de clastos, y/o matriz, afectados por
alteración hidrotermal; se encontraron pequeñas porciones en facies fMco pero poco
relevantes comparado con la totalidad del depósito. No hay evidencia de una significativa
circulación de agua como por ejemplo vesículas y/o matriz endurecida y cementada y no
se encuentran grandes secuencias volcaniclasticas y de material re-trabajado asociados al
depósito. La ausencia de circulación de agua aporta a la avalancha San Marcos un carácter
“seco”, y junto con la falta de una extensa alteración hidrotermal del volcán, se excluyen
estos dos factores como posibles responsables de las causas de inestabilidad del edificio
durante el evento de colapso.
Además, ninguna prueba macroscópica y/o microscópica de una erupción magmática
sin-colapso fue encontrada, como por ejemplo podría serlo un depósito por explosión
dirigida (blast) y/o fragmentos juveniles dentro del depósito. Es bien reconocido y
aceptado por la comunidad científica como no todos los colapsos volcánicos disparados
por actividad magmática están acompañados por explosiones dirigidas. En efecto estas
119

Capítulo 7
ocurren solamente si, en el momento del evento, un cuerpo magmático superficial viene
cortado por la misma superficie del colapso. Como muestran los registros estratigráficos de
varios estrato-volcanes alrededor del mundo (Voight et al., 1981; Belousov et al., 2007), la
casi contemporaneidad entre el colapso y la explosión, da lugar a contactos muy
deformados e irregulares entre los depósitos de la explosión dirigida y de la avalancha de
escombros. Además diques curvados y/o torcidos del material perteneciente a la explosión
dirigida se inyectan en el deposito de AdE, indicando que la avalancha aún estaba en
movimiento cuando el material piroclástico de la explosión dirigida se estaba emplazando
(Glicken, 1991).
Sin embargo, el contacto directo entre el depósito de AdE-SM y el material piroclástico
descrito en el capitulo 7 indica que ha ocurrido una actividad magmática, pero, a través de
una erupción explosiva posterior al emplazamiento de la avalancha. En este caso ninguna
superficie de colapso ha cortado un cuerpo magmático superficial, más bien, la rápida
descarga litostática del conducto debido a la remoción de parte del edificio, ha provocado
una rápida despresurización del sistema magmático profundo, induciendo la
fragmentación del magma con la consiguiente erupción (fig. 52).
Tanto la ausencia de evidencias de circulación de agua y de alteración hidrotermal, así
como de actividad magmática como posibles factores de inestabilidad del edificio
volcánico, induce a considerar como principales factores responsables del colapso, el
régimen tectónico así como las pronunciadas pendientes de los flancos del edificio. El
Volcán de Colima se localiza adentro de un activo sistema de fallas caracterizado por un
régimen tectónico regional representado por el Graben de Colima que genera un
fallamiento dominante orientado Norte-Sur del complejo volcánico y de su basamento
(Allan, 1986; Norini et al., 2010b).
Además, un sistema de fallas tendencialmente orientado Este-Oeste, guiado por una
propagación gravitacional lateral, afecta profundamente el edificio volcánico (Norini et al.,
2010b). Así que, la interacción entre la geometría del edificio, la actividad sismo-tectónica
regional y una propagación lateral volcánica del basamento en dirección sur, son los
factores más probables que determinaron la inestabilidad del volcán. No se excluye que un
120

Capítulo 7
temblor haya disparado el colapso, sin embargo no se cuenta con evidencias para poder
confirmarlo.
121

7.2.2 AdE Tonila
Capítulo 7
La variación de facies entre la fM y la fMh que evidencia la transformación desde un
depósito de AdE s.s. a un depósito de AdE con rasgos transicionales hacia un FdE, junto
con la presencia de los depósitos volcaniclasticos asociados (FdE-Muerto), apuntan a la
presencia de un relevante contenido de agua durante el evento de colapso que generó el
depósito AdE-T. El colapso ocurrió alrededor de hace 15,000 cal. años AD, edad que
representa el valor medio de las edades obtenidas por fechamientos de 14 C sobre el
material orgánico encontrado en la barranca Montegrande (capitulo 4.4.4).
Durante el Pleistoceno superior, en el territorio mexicano ocurría la etapa del período
llamado Último Máximo Glacial (UMG – 22,000-18,000 cal años AD; Caballero et al., 2010;
Vázques-Selem, L., y Heine, K., 2011). Para esta fase hay registros de glaciación en todas las
montañas de >3,800 m snm con glaciares que bajaron hasta 3,200 m de altura y la línea de
equilibrio de estos (ALE) a 3,400 m snm. La ALE está controlada fundamentalmente por la
temperatura y secundariamente por la precipitación (Ohmura et al., 1992).
En zonas de precipitación abundante la ALE desciende algo más que en zonas
relativamente secas, aunque siempre dentro de los límites impuestos por la temperatura.
La ALE coincide aproximadamente con la isoterma de 0°C y finalmente con el límite de las
nieves permanentes.
Con la fase sucesiva, nombrada Glacial Tardío (GTA – 18,000-15,000 años cal AD) los
volcanes siguen cubiertos por glaciares, en algunos todavía en su máxima extensión,
mientras que en otros se nota un pequeño ascenso de la ALE de ~100 m (Caballero et al.,
2010) o sea que los glaciares empiezan a retirarse lentamente y con intermitencia. Con el
comienzo de la última fase, llamada Glacial Terminal (GTE – 15,000-12,000 años cal AD),
ocurren cambios significativos dado que los glaciares en todas las montañas se encuentran
en retroceso, reflejando un incremento en la temperatura cercano a 2°C durante ese lapso.
Es importante marcar también que a través de estudios sobre la señal polínica de
varios sitios investigado por Caballero et al. (2010) se identifica una expansión de los
bosques, probablemente relacionada con la migración hacia mayores altitudes, en
respuesta al incremento en la temperatura. Por ultimo, es importante subrayar que en
122

Capítulo 7
general las fases de retroceso de los glaciares son acompañadas por un ambiente
particularmente húmedo (Caballero et al., 2010) y rico en precipitaciones.
Esto sugiere que durante el colapso que ha producido el depósito de AdE-T (!15,000
cal años AD) el clima en el área de Colima era húmedo, con intensas precipitaciones y que
los flancos del volcán estaban recubiertos por una densa cobertura forestal, cuya evidencia
son las huellas, dejadas por grandes troncos, encontradas en el depósito de FdE-Muerto.
Considerando entonces el volcán Fuego de Colima, al momento del colapso aquí
denominado Tonila, como una estructura parecida a lo que se presenta hoy en día, o sea
un cono que alcanzaba una altura de !3,800 m snm, es probable que el edificio estuviera
cubierto estacionalmente por un glaciar durante el GTA (Lorenzo, J.L., 1961). Es de subrayar
que hoy en día durante las nevadas invernales, en la cima del Volcán de Colima se preserva
todavía una capa delgada de nieve.
Además, en el trabajo de Luhr et al. (2009) se evidencia como algunos bloques
superficiales de un depósito de AdE, encontrados en el “valle de Colima”, están alisados y
muestran evidencias de estrías. Dichas marcas de erosión sugieren evidencias, según los
autores, de que el Volcán de Colima fue caracterizado por la presencia de un glaciar en su
cumbre confirmando lo que se presenta en este capitulo.
Otro registro paleo-climático ha proporcionado datos importantes que apoyan esta
teoría. En un trabajo publicado en la revista “Nature Geoscience” por Asmerom et al. (2010)
se presenta un estudio sobre el registro de las precipitaciones en los Estados Unidos sur-
orientales desde hace 56,000 hasta 11,000 años basado sobre mediciones de " 18 O
(proporción entre los isótopos estable 18 O: 16 O) de espeleotemas muestreados en una cueva
de Nuevo México. El registro paleo-climático indica cómo el aumento de precipitaciones
atmosféricas invernales en norte America fue asociado a un enfriamiento progresivo del
hemisferio norte. Las variaciones en la precipitación de " 18 O reflejan cambios en la
temperatura del aire, su humedad, la cantidad de lluvia y otros factores. Así que, como
evidenciado por estos autores, la disminución de los valores de " 18 O expresa un aumento
de las precipitaciones atmosféricas y en general un aumento de la humedad en el
ambiente. Uno de los picos que muestra un marcado carácter negativo, coincide con el
123

Capítulo 7
evento de colapso Tonila ocurrido hace !15,000 años, lo cual confirma los datos
presentados en el presente trabajo.
Por las evidencias antes expuestas, se puede asumir que el derretimiento del hielo o
nieve provenientes del glaciar durante la GTA, junto con el alto contenido de humedad en
el ambiente podría sugerir que el cono, anteriormente al colapso, estaba parcialmente
saturado en agua.
Además la abundante y continua circulación de fluidos en la cumbre puede también
haber favorecido la alteración hidrotermal del volcán, promoviendo la retención de agua y
manteniendo saturada la masa rocosa. Bajo este escenario la parcial o total saturación en
agua de una porción del edificio, aunado a la alteración hidrotermal puede resultar en un
debilitamiento del edificio, un aumento de la tasa de deformación con un consecuente
aumento de la inestabilidad del volcán.
Estos factores se suman a la inestabilidad propia del edificio debido al régimen
estructural y a la propagación lateral gravitacional (lateral spreding) que lo caracteriza,
como se ha descrito antes para el colapso SM.
El estudio detallado al microscopio de barrido de los fragmentos de vidrio
seleccionados en algunos de los niveles finos que forman la secuencia piroclástica que se
encuentra en contacto con el depósito de AdE-T (capitulo 4.4.4), indica que dicha
secuencia está relacionada con una probable actividad hidromagmática. Este aspecto
remarca una vez más la presencia y circulación de fluidos en el edificio durante el evento
Tonila. Los niveles de la secuencia piroclástica están caracterizadas por fragmentos con
textura tipo blocky, angulosos y de baja vesicularidad (capitulo 6.4) que refleja la
interacción entre agua y magma. La baja vesicularidad sugiere que las vesículas no
pudieron desarrollarse ampliamente por el “congelamiento” repentino del magma debido
a su interacción con el agua y la agregación de fragmentos pequeños soldados a las
paredes de los fragmentos y adentro de los huecos dejados por las vesículas remarca la
presencia de agua durante la erupción.
Con estas evidencias se considera que alrededor de 15,000 cal. años AD el volcán
Fuego de Colima estaba probablemente debilitado por la presencia de un importante
124

Capítulo 7
contenido de fluidos, parcialmente afectado por alteración hidrotermal y, como ya
subrayado, por un régimen tectónico activo.
Así que, bajo estas condiciones, y considerando que se necesita un mecanismo
disparador para que ocurra el colapso, una de las posibles causas podría ser la actividad
freática, comúnmente observada en otros volcanes activos alrededor del mundo (Maguire,
1996; Vallance and Scott, 1997) y sujeto a una marcada circulación de fluidos. Sin embargo,
tampoco se puede excluir un evento de lluvias abundantes que sobresaturara las rocas, o
un sismo cuya aceleración provocara el incremento de la presión de poro en rocas
parcialmente saturadas. En todas estas eventualidades, la presencia de fluido está jugando
un papel fundamental.
Como para el evento de colapso San Marcos, también en este caso en el momento que
disminuye la carga litostática por la remoción de parte del edificio, el sistema magmático
se despresuriza y el magma comienza a ascender en el conducto. La interacción del
magma con el agua presente en el edificio produce una erupción hidromagmática,
acompañada por una actividad explosiva violenta (fig. 53).
Durante el colapso, la saturación parcial en agua de la masa en movimiento,
probablemente favoreció la transformación de una avalancha de escombros a una
avalancha de escombros en facies hibrida, así como la rápida re-movilización post-
deposicional del material en voluminosos depósitos de flujos de escombros como el
depósito El Muerto.
125

Capítulo 7
126

7.3 Transporte y mecanismos de emplazamiento
Capítulo 7
En un marco general, las características sedimentológicas de las AdE San Marcos,
Tonila y Pungarehu, la proporción, con tendencia constante, entre grava, arena y finos
(limo y arcilla), así como los valores de la media y desviación estándar, apuntan a un flujo
que mantuvo un comportamiento dinámico constante durante su desplazamiento.
El hecho de que la media y la desviación estándar tengan valores prácticamente
constantes sin variaciones progresivas con la distancia, alude no sólo a la inexistencia de
un proceso de depositación selectiva sino al hecho de que tampoco existió fuerte abrasión
de partículas que modificara su diámetro.
Estas tendencias han sido reconocidas también en trabajos previos y confirma la visión
general de un mecanismo de transporte masivo con disgregación progresiva del material
(Glicken, 1991; Palmer et al., 1991; Bernard et al., 1998; Belousov et al., 1999; Mehl et al.,
1999; Shea et al., 2007; Caballero et al., 2010). Sin embargo, cada depósito aquí estudiado
muestra peculiaridades que apuntan a condiciones que han favorecido su movilidad y han
afectado el tipo de interacción entre los fragmentos.
Por ejemplo, si consideramos un cuerpo de avalancha como un flujo que se mueve
como una entidad homogénea desde su inicio hasta su depositación, tenemos que
considerar que la turbulencia es prácticamente ausente y predominan los esfuerzos de
cizalla en su base. En la barranca Arena (cap. 4.4.2), adentro del depósito San Marcos, un
clasto fracturado de menos de un metro de tamaño presenta un marcado desplazamiento
de los cuatro fragmentos que lo componen, lo cual indica la dirección de movimiento del
flujo durante el transporte y posiblemente el carácter del depósito.
La AdE San Marcos es la única de las tres avalanchas investigadas que se presenta
completamente “seca” y muestra comportamientos propios de un flujo granular inercial
donde predominan las interacciones grano-grano de elevada energía (colisiones y
fricciones). La matriz del depósito, según las evidencias encontradas (parámetros
estadísticos y granulométricos), no se formó por fragmentación progresiva del material
durante el transporte, como sugieren varios autores (Ui et al., 1986; Takarada et al., 1999;
Davies y McSaveney, 2002) más bien, de acuerdo con Glicken (1996), Capra (2002a) y
127

Capítulo 7
Caballero et al. (2010) se formó por la dilatación del material, al momento del colapso, y
por una progresiva disgregación de los fragmentos durante el transporte.
El depósito de avalancha Tonila presenta también un elevado contenido de matriz que
pudo influenciar la movilidad del flujo. Sin embargo, el alto contenido de finos y de fluidos
en la masa antes del colapso, resultó en la parcial transformación del flujo de avalancha en
un flujo de escombros, caracterizado por una mayor movilidad. De acuerdo con Glicken
(1996), la fricción interna de las partículas puede ser reducida por la presiónes de poro por
lo que la presencia de agua redujo el número y/o la intensidad de colisiones de las
partículas disminuendo la dispersión de energía, la fricción interna y favoreciendo la
movilidad.
Por otro lado, las características sedimentologicas del depósito de AdE Pungarehu
evidencia como, dependiendo de la litología de los clastos, es posible observar también un
proceso de fragmentación durante el transporte (Ui et al., 1986) lo cual demuestra que
puede existir un fuerte dualismo en los mecanismos sedimentológicos de transporte de
estos grandes cuerpos de avalancha.
Si por un lado la presencia de grandes megaclastos con estructura en rompecabezas
que se preservan hasta zonas más dístales de los depósitos (16 km para el Colima, 27 km
para el Taranaki), indica un movimiento repentino a gran velocidad y vuelve a sugerir la
ausencia de colisión significativa entre las partículas y de disminución de su tamaño, por el
otro lado se ha observado en el depósito Pungarehu, que para materiales más
incoherentes hay una tendencia a la disminución del tamaño de las partículas con la
distancia.
En efecto, tal y como se describe en el capitulo 10.6 para el depósito de AdE
Pungarehu, el aumento del parámetro Mz (según la dirección del flujo) y la disminución
del contenido de grava con la distancia a favor del contenido de arena y de matriz, se
explica admitiendo una fragmentación progresiva en el flujo. Sin embargo, solamente una
parte del material que compone el depósito tiende a fragmentarse durante el transporte,
ya que las muestras tomadas en los megaclastos de lava, que es un material más
coherente, no presentan ningún tipo de variaciones ni de los valores estadísticos ni de los
granulométricos con respecto a la distancia.
128

Capítulo 7
Así como el depósito de AdE Tonila, también el depósito de AdE Pungarehu muestra
características “húmedas”, lo que explica, la presencia de la facies hibrida en partes
marginales y dístales. La presencia de vastas áreas de material retrabajado areno-limoso en
la planicie alrededor del volcán Taranaki, y la ausencia de una topografía confinante
pueden explicar la alta movilidad de la AdE Pungarehu. Durante su emplazamiento la
porción más enriquecida en fluidos y fragmentos alterados hidrotermalmente, se
transporta más similarmente a un flujo de escombros capaz de erosionar material limo-
arenoso desde el substrato (proceso definido como “bulking”, Scott, 1995). El arrastre de
material areno-limoso del substrato aumenta el contenido de matriz en el depósito en su
base, así que el aumento de material fino en los sectores dístales no depende únicamente
de la fragmentación del material original durante el transporte, sino mas bien del aporte
de material ajeno (Vallance and Scott, 1997). En particular, de acuerdo con Takarada et al.
(1999), el modelo “plug flow” puede ser aplicado a esta avalancha, donde el esfuerzo de
cizalla esta concentrado a la base del flujo en movimiento. El “plug flow” se mueve como
un cuerpo semirígido por arriba de una capa laminar. La presencia de este nivel basal
enriquecido en material fino, es el candidato ideal para pensar en una atenuación del
esfuerzo de cizalla y deformación durante el emplazamiento, lo cual finalmente permite
que el cuerpo principal de la AdE viaje con poca deformación (Clavero et al, 2005;
Caballero, 2006).
7.3.1 Facies de matriz hibrida: Colima vs Taranaki
Como ya se ha mencionado anteriormente los depósitos de AdE Tonila y Pungarehu
presentan, en sus partes marginales y dístales, la facies de matriz hibrida (fMh). Dicha facies
se refiere a aquella textura que muestra características propias de un depósito de AdE con
una matriz que semeja más a un depósito de flujo de escombros. Grandes clastos
fracturados, porciones heterogéneas y clastos en rompecabezas están inmersos en una
matriz endurecida, arenosa, en partes cementada, heterolitológica, con una aspecto
marcadamente homogéneo.
Es importante recordar como los dos volcanes presentan diferencias importantes que
influyen en el desarrollo de la facies hibrida para los depósitos investigados. Primero, los
129

Capítulo 7
volcanes se insertan en un ambiente topográfico muy distinto, el Taranaki está rodeado
por una planicie prácticamente sin obstáculos a exclusión de una pequeña porción del
sector nor-oeste donde se ubican los volcanes más antiguos, esto permite la dispersión de
los depósitos de manera no-confinada y sin barrera alguna.
Por el contrario, el Fuego de Colima se coloca en la ladera meridional del antiguo
Nevado de Colima que influencia notablemente su geometría obliterando por completo su
sector septentrional y, en general, influenciando la dispersión de los depósitos. Además,
las paredes del graben de Colima, que distan 17-21 km al sur-este y 24 al sur-oeste del
volcán, representan una barrera natural que influye en las dinámicas de transporte de los
depósitos de AdE al Volcán de Colima.
En el volcán Taranaki la facies hibrida se encuentra a distancias mayores de 23 Km y se
presenta con una continuidad lateral constante debido a la topografía uniforme de la
planicie. Aquí la avalancha fluyó sin confinamiento hasta que su energía cinética se disipó
totalmente durante su recorrido emplazándose en forma de abanico y presentando,
texturalmente, transformaciones de facies regulares.
Sin embargo la facies hibrida de la AdE Tonila en el volcán de Colima, se encuentra a
menos de 15 km de la cumbre y no presenta una buena continuidad lateral debido a la
topografía muy irregular (barreras naturales y profundas barrancas) que influye en el
mecanismo de transporte del depósito. El carácter confinado del DAdE Tonila resulta en
lóbulos locales que se encañonan en los barrancos, desarrollando transformaciones de
facies localizadas y sin una buena continuidad lateral. El depósito así emplazado presenta
textura en facies hibrida en manera no constante, en porciones marginales y dístales
marcadamente influenciadas por la geometría irregular del substrato.
7.4 Observaciones al microscopio de barrido
El análisis con microscopio electrónico de barrido aplicado a las partículas de los
depósitos de AdE San Marcos, Tonila y Pungarehu ha proporcionado datos coherentes con
la típica firma de un depósito de AdE. Por lo general las diferentes texturas observadas
indican que los esfuerzos involucrados durante el transporte fueron de tipo normal y de
130

Capítulo 7
cizalla. Varias marcas de impacto, fracturas de diferente intensidad y cristales parcialmente
rotos denotan una interacción entre las partículas de tipo colisional.
La colisión entre dos granos puede ser puntual, rápida, de alta energía y alta velocidad
resultando en roturas parciales de las partículas/cristales o en marcas de impacto
profundas (fig. 47t, 48i) acompañadas a menudo por fracturación (fig. 48h) de las
porciones contiguas al impacto.
Por el contrario, si las colisiones son repetidas y de menor energía pueden dejar varias
marcas de impacto de menor intensidad en el mismo sector de una partícula, como se
muestra en la fig. 47s , sin necesariamente romper la partícula ni fracturarla. Este carácter
puede ser explicado considerando que algunas partículas no tienen suficiente espacio
para moverse e interactúan mutuamente vibrando. Las colisiones más violentas se
explican considerando las partículas como objetos libres de moverse y con una mayor
energía cinética que se disipa con violentos impactos.
Algunos granos presentan dos clases de fracturas compenetradas que se formaron en
momentos distintos durante el evento. La fig. 48k, muestra como las fracturas que en
parte desplazan porciones de la partícula, cortan pequeños escalones y caras concoides,
resultado de una primera fracturación ocurrida probablemente en los estadios iniciales del
colapso. La segunda clase de micro fracturas se desarrolló durante el trasporte y puede ser
diagnóstica de un transporte gravitacional caracterizado por contactos de alta presión
entre las partículas en acuerdo con Komorowski et al. (1991), Mahaney (2002) y Caballero
et al. (2010).
El esfuerzo de cizalla se refleja principalmente en los rasguños y surcos que, además,
indican diferente intensidad de interacción entre las partículas definida por el grado de
profundidad de las marcas.
La ausencia de un muestreo completo debido a la dificultad para alcanzar los
afloramientos o parte de ellos impide una visión completa de los depósitos (ej. diferencias
entre base y techo). Sin embargo, las evidencias microscópicas encontradas sugieren, sin
duda, un interacción de los granos de tipo normal.
En efecto, las marcas que proporcionan evidencia de esfuerzos de cizalla son
ampliamente menores con respecto a las marcas por esfuerzos normales por impacto,
131

Capítulo 7
sugiriendo que la interacción de los granos durante el trasporte fue puntual,
desarrollándose en un ambiente de alta energía.
132

8. Conclusiones
Capítulo 8
En el presente trabajo se ha llevado a cabo el estudio estratigráfico a detalle (1:5000)
de dos depósitos de AdE que afloran en el sector sur oriental del volcán Fuego de Colima y
asociados a dos colapsos sectoriales del actual edificio. La correlación estratigráfica de las
secuencias aflorantes y de los depósitos piroclásticos y volcaniclasticos contemporáneos
así como su detallada caracterización textural macroscópica y microscópica ha permitido
entender las causas de la inestabilidad del edificio volcánico así como los posibles
mecanismos disparadores de los colapsos.
Si por un lado el evento San Marcos (>28 ka cal. AD) fue caracterizado por una
inestabilidad estructural del edificio, como flancos empinados y deformaciones tectónicas
y volcano-tectónicas, por el otro lado, el colapso Tonila (15 ka cal. AD) fue influenciado por
las condiciones paleo-climáticas que jugaron el papel más relevante en la inestabilidad del
edificio volcánico y en la posible actividad freática como mecanismo disparador. En
particular, comparando las características texturales de los depósitos asociados a los
eventos de colapso del los volcanes Colima y Taranaki, se ha observado como condiciones
climáticas de elevada humedad representan un factor exógeno que controla y acelera la
inestabilidad de un volcán, y sobre todo , influye en el transporte de los grandes cuerpos
de avalancha, ya que el contenido de fluidos en la masa deslizante favorece su movilidad y
la transformación lateral.
Esta conclusión representa una contribución original del presente trabajo, ya que
demuestra que cualquiera que sea la causa principal de la inestabilidad de un edificio
volcánico, las condiciones climáticas influyen de manera importante sobre la secuencia de
eventos, desde ser el mecanismo disparador, hasta modificar la movilidad de los flujos
asociados. Considerando entonces que muchos volcanes alrededor del mundo se
encuentran en condiciones climáticas que favorecen el incremento de su inestabilidad
(abundantes lluvias, tormentas tropicales, derretimiento de glaciares) es fundamental
considerar el clima entre uno de los factores desencadenantes en la evaluación del peligro
en ambiente volcánico.
133

Capítulo 8
Finalmente, las evidencias sedimentológicas presentadas en el este trabajo sugieren
que los mecanismos que actúan durante el transporte y el emplazamiento de las
avalanchas de escombros no actúan de manera uniforme dentro de las avalanchas y
dependen, en gran medida de la litología y granulometría del material transportado. Si por
un lado, para las AdE San Marcos y Tonila la mayor fragmentación ocurre en los primeros
estadios del colapso, y durante el transporte, predomina la disgregación del material, por
otra parte se observa en el volcán Taranaki, que para la AdE Pungarehu, los procesos de
fragmentación y disgregación pueden actuar contemporáneamente durante el transporte
dependiendo de la naturaleza del material involucrado.
Por ultimo, un punto importante que se ha tratado en el presente trabajo, es la
problemática todavía en discusión sobre la edad de la cicatriz del volcán Paleofuego. Con
base en las evidencias estratigráficas aquí presentadas, se avanza la hipótesis de que dicha
cicatriz, y el depósito de AdE asociado, tenga una edad (> 30 ka AD) mayor respeto a las
reportadas en la literatura (Robin et al., 1987 y Luhr y Prestagaard, 1988) subrayando que la
historia eruptiva del Volcán de Colima tiene todavía aspectos inciertos que merecen ser
investigados en detalle.
134

Apéndice I
Características de localización del los afloramientos mas importantes encontrados en la
barrancas del sector sur-oriental de Volcán de Colima
Muestra Coordenada
(metros)
Barrancas Arena - Rosario
Pcr11
Pcr12
Pcr14
Pcr30
Pcr41
Pcr51
Pcr52
Pcr53
Pcr56
Pcr72
657328.98 O
2150395.32 N
657531.01 O
2150221.70 N
657782.71 O
2149996.10 N
657651.20 O
2150148.06 N
657545.09 O
2150240.02 N
656929.65 O
2150208.19 N
657087.36 O
2150219.25 N
657386.30 O
2150127.77 N
655063.40 O
2151081.76 N
657991.72 O
2149800.92 N
Altura (msnm) Distancia de la
cumbre (km)
1092 14.4
1064 14.9
1042 15.1
1060
15.0
1066 14.9
1080 14.1
1086 14.3
1064 14.6
1194 12.0
1025
15.1

Pcr73
Barranca del Muerto
Pcr24
Pcr27
Pcr28
Pcr37
Pcr39
Pcr40
Pcr42
Pcr43
Pcr46
Pcr47
Pcr78
Pcr79
657947.74 O
2149883.85 N
651774.48 O
2146035.10 N
651727.09 O
2146302.44 N
652632861 O
2145154.41 N
650574.90 O
2146475.12 N
651680.06 O
2146264.04 N
651772.79 O
2146040.39 N
651772.79 O
2146127.67 N
651876.44 O
2145882.20 N
652121.91 O
2145603.99 N
650664.30 O
2146428.72 N
652985.91 O
2145052.75 N
653509.40 O
2144462.70 N
1027 15.0
1170 13.8
1201 13.5
1125 15.0
1270 12.7
1179 13.4
1168 14.0
1172 13.7
1159 14.2
1140 14.4
1255 12.8
1098 15.4
1058 16.2

!
!
!
!
!
Pcr81
653661.09 O
2143940.93 N
Barrancas Montegrande – Los Lobos
Pcr19
Pcr20
Pcr32
Pcr34
Pcr60
Pcr63
Pcr65
644779.83 O
2151437.93 N
644632.87 O
252040.11 N
645387.74 O
2150101.53 N
645409.93 O
2150605.64 N
650782.78 O
2144294.38 N
650978.30 O
2143845.42 N
651710.30 O
2143577.66 N
1019 16.4
1910 6.6
1985 6.0
1726 8.0
1765 7.5
1160 15
1142 15.7
1091 15.9

!
Apéndice II
Datos sobre los fechamientos 14 C de material orgánico encontrado en las barrancas
investigadas asociado a los depósitos de AdE San Marcos y Tonila para el reconocimiento
de sus edades mínimas.
Muestra
Localización
(metros)
Contexto
estratigráfico
Material fechado
Edad en años 14 C
(AP)
Edad en años cal.
(AP)
Pcr46
(AdE-SM)
652053.77 O
2145795.68 N
Arriba del depósito
de AdE-San Marcos
Paleosuelo
23,890±1012
I sigma
27,651 - 29822
II sigma
26,196 - 30663
Pcr20MHb
(AdE-T)
644611.06 O
2152068.82 N
Arriba del depósito
de AdE-T; Debajo de
una secuencia
piroclástica
Material humico
13,585±135
I sigma
16,577 – 16,893
II sigma
16,165 – 17,044
Pcr20MHc
(AdE-T)
644611.06 O
2152068.82 N
Dentro de la secuencia
piroclástica
Trozo de carbón
12,460±70
I sigma
14,231 – 14,750
II sigma
14,151 – 15,031
! "#$!

Bibliografía
Allan, J.F., Carmichael, I.S.E., 1984. Lamprophyric lavas in the Colima graben, SW Mexico.
Contributions to Mineralogy and Petrology, 88, 203-216.
Allan, J. F., 1986. Geology of the Northern Colima and Zacoalco grabens, southwest Mexico: Late
Cenozoic rifting in the Mexican Volcanic Belt. Geol. Soc. Am. Bull. 97, 473–485.
Alloway, B., 1989. Late Quaternary cover-bed stratigraphy and tephrochronology of north-eastern
and central Taranaki, New Zealand. Unpublished PhD thesis, Massey University, Palmerston North,
New Zealand.
Alloway, B., McComb, P., Neall, V., Vucetich, C, Gibb, J., Sherburn, S., Stirling, M., 2005. Stratigraphy,
age, and correlation of voluminous debris-avalanche events from an ancestral Egmont Volcano:
implications for coastal plain construction and regional hazard assessment. J. Royal Society N.
Zealand 35, no 1-2, 229-267.
Alvarado, G.E., Veg, E., chaves, j., Vasquez, M., 2004. Los grandes deslizamientos (volcanicos y novolcanicos)
de tipo debris avalanche en Costa Rica. Rev. Geol. De Am. Central, 30, 83-99.
Arnold, H.C., 1959. The Sugar Loaf intrusions near New Plymouth. New Zealand Journal of Geology
and Geophysics 2: 735-745.
Arreola, J. M., 1903. The recent eruption of Colima. Journal of Geology. 11, 749-761.
Bagnold, R.A., 1954. Experiments on a gravity-free dispersion of large solid spheres in a Newtonian
fluid under shear. Proc Royal Soc London, ser. A, 225:49–63
Barcena, M., 1987. Informe sobre el estado actual del Volcán de Colima. Memorias de la Sociedad
Antonio Alzate, 32, 443-481.
Belousov, A., Belousova, M., Voight, B., 1999. Multiple edifice failures, debris avalanches and
associated eruptions in the Holocene history of Shiveluch volcano, Kamchatka, Russia. Bull Volcanol
61:324–342
Belousov, A., Voight, B., Belousova, M., 2007. Directed blasts and blast-generated pyroclasticdensity
currents: a comparison of the Bezymianny 1956, Mount St Helens 1980, andSoufrièreHills,
Montserrat 1997 eruptions and deposits. Bull. Vulcanol 69, 701-740.
Bernard, B., Van Wyk Vries, B., Barba, D., Leyrit, H., Robin, C., Alcaraz, S., Samaniego, P., 2008. The
Chinborazo sector collapse and debris avalanche: Deposit characteristics as evidence of
emplacement mechanisms. J. Volcanol. Geotherm. Res. 176, 36-43.
Bernard, B., van Wyk de Vries, B., 2009. Distinguishing volcanic debris avalanche deposits from their
reworked products: the Perrier sequence (French Massif Central). Bull Volcanol,
doi:10.1007/s00445-009-0285-7.
Bogoyavlenskaya, G.E., Kirsanov, I.T., 1981. Twenty five years of volcanic activity of Bezymianny (in
Russian). Volcanol Seismol 2:3–13
139

Bonasia, R., Capra, L., Costa, A., Macedonio, G., Saucedo, R., 2011. Tephra fallout hazard assessment
for a Plinian eruption scenario at Volcán de Colima (Mexico). J. Volcanol. Geotherm. Res. 203, 12-22
Branney, R.J., Kokelaar, P., 2002. Pyroclastic density currents and the sedimentation of ignimbrites.
Geological Society, London, Memoirs 27. 143 pp.
Caballero, L., 2007. Análisis textural del depósito de avalancha de escombros “El Zaguán”, volcán
Nevado de Toluca: Dinámica de transporte y mecanismo de emplazamiento. Master Thesis, UNAM,
México, 107 pp.
Caballero, L., Capra, L., 2011. Textural analysis of particles from El Zaguán debris avalanche deposit,
Nevado de Toluca volcano, Mexico: Evidence of flow behavior during emplace. J.
Volcanol.Geotherm. Res., 200, 75-82.
Caballero, M., Lozano-García, S., Vazquez-Selem, L., Ortega, B., 2010. Evidencias de cambios
climático y ambiental en registros glaciales y en cuencas lacustres del centro de México durante el
último máximo glacial, Bol. Soc. Geo. Mex.
Calvari, S., L. H. Tanner, G. Groppelli, and G. Norini, 2004. A comprehensive model for the opening
of the Valle del Bove depression and hazard evaluation for the eastern flank of Etna volcano, in Mt.
Etna: Volcano Laboratory, AGU Geophysical Monograph Series 143, edited by A. Bonaccorso et al.,
65–75.
Campbell, C.S., 1989. Self-lubrication for long runout landslides. J Geology 97:653–665
Capra, L., Macias, J.L., 2002a. The cohesive Naranjo debris-flow deposit: A dam breakout flow
derived from the Pleistocene debris-avalanche deposit of Nevado de Colima Volcano (Mexico), J.
Volcanol.Geotherm. Res., 117, 213–235.
Capra, L., Macias, J.L., Scott, K.M., Abrams, M., Garduño-Monroy, V.H., 2002b. Debris avalanche and
debris flow transformed from collapses in the Trans-Mexican Volcanic Belt, Mexico - behavior, and
implication for hazard assessment. Journal of Volcanology and Geothermal Research 113, 81-110.
Carrasco-Nuñez, G., Vallance, J. W., Rose, W.I., 1993. A voluminous avalanche-induced lahar from
Citlaltepetl volcano, mexico: implications for hazard assessment. J. Volcanol. Geotherm. Res. 59, 35-
46
Clavero, J.E., Sparks, R.S.J., Huppert, H.E., 2002. Geological constraints on the emplacement
mechanism of the Parinacota avalanche, northern Chile. Bull Volcano 64:40–54
Clavero, J.E., Polanco, E., Godoy, E., Aguilar, G., Sparks, S., van Wyk de Vries, B., Pérez de Arce, C.,
Matthews, S., 2005. Substrata influence in the transport and emplacement mechanisms of the
Ollagüe debris avalanche (Norhern Chile). Acto Vulcanol 16:31–48
Cortés, A., 2002. Depósitos de avalancha y flujos de escombros originados hace 3,600 años por el
colapso del sector Suroeste del Volcán de Colima. Tesis de Maestría, Universidad Nacional
Autónoma de México. Ciudad de México. 121p.
140

Cortes, A., Garduno, V. H., Navarro, C., Komorowski, J. C., Saucedo, R., Macias, J. L., Gavilanes, J. C.,
2005. Carta Geológica del Complejo Volcánico de Colima, Con Geología del Complejo Volcánico de
Colima. Cartas Geológicas Y Mineras, Universidad Nacional Autonoma de Mexico 10.
Cortes A., Macías, J. L., Capra, L., L., Garduño-Monroy, V. H., 2010. Sector collapse of the SW flank of
Volcán de Colima, México. The 3600 yr BP La Lumbre-Los Ganchos debris avalanche and associated
debris flows. J. Volcanol. Geotherm. Res. 189 (1-4), 52-66.
Crandell, D.R., Miller, C.D., Glicken, H.X., Christiansen, R.L., Newhall, C.G., 1984. Catastrophic debris
avalanche from ancestral Mount Shasta volcano, California. Geology 12, 143–146.
Day, S.J.,1996. Hydrothermal pore fluid pressure and the stability of porous, permeable volcanoes
Geological Society, London, Special Publications 1996, 110:77-93
Day, S.J., Carracedo, J.C., Guillou, H., Gravestock, P., 1999. Recent structural evolution of the Cumbre
Vieja volcano, La Palma, Canary Islands: volcanic rift zone reconfiguration as a precursor to volcano
flank instability? J. Volcanol. Geotherm. Res.,94, 135-167.
Davila, N., Capra, L., Gavilanes, J. C., Varley, N., Norini, G., Gomez, A., 2007. Recent lahars at Volcán de
Colima (México): drainage variation and spectral classification, J. Volcanol. Geotherm. Res. 165,
127–141.
Davies, T.R.H., McSaveney, M.J., 2002. Dynamic simulation of the motion of fragmenting rock
avalanches. Canadian Geotechnical Journal 39: 789-798.
De La Cruz-Reyna, S., 1993. The historical eruptive activity of Colima Volcano, México. Journal
Volcanology and Geothermal Research, v. 55, p. 51-68.
Demant, A., 1978. Caracteristicas del Eje Neovolcánico Transmexicano y sus problemas de
interpretación. Revista del Instituto de geología, 2, 172-187
Druce, A.P., 1966. Tree-ring dating of recent volcanic ash and lapilli, Mt. Egmont. New Zealand
Journal of Botany 4: 3-41.
Erismann, T.H., 1979. Mechanisms of large landslides. Rock Mechanics 12, 15–46.
Garduño, V.H., Saucedo, R., Jiménez, S., Gavilanes, J.C., Cortés, A., Uribe, R.M. 1998. La
Falla Tamazula, limite suroriental del bloque Jalisco, y sus relaciones con el
complejo volcánico de Colima, Mexico. Rev. Mex. Cienc. Geol. 15, 132–144.
Glicken H., 1991. Sedimentary architecture of large volcanic-debris avalanches. In: Fisher RV, Smith
GA (eds) Sedimentation in Volcanic Settings, SEPM Spec Pub 45. SEPM, Tulsa, OK, 99–106.
Glicken H., 1996. Rockslide-debris avalanche of May 18, 1980, Mount St. Helens volcano,
Washington. Open-file Report 96-677, Cascades Volcano Observatory, Vancouver, 90.
Gomez-Tuena, A., Orozco-esquivel, Ma, T., Ferrari, L., 2007. Igneous petrogenesis of the Trans-
Mexican Volcanic Belt. Geo. Soc. America. Special paper 422
141

Gorshkov, GS., 1959. Gigantic eruption of the volcano Bezymianny. Bull Volcanol 20, 77–109.
Gaylord, D.R., Neall, V.E., Palmer, A.S., 1993. The Maitahi Formation, A Mid-Pleistocene volcanic
debris avalanche assemblage, Taranaki, New Zealand. Abstract in: Volcanic activity and the
environment, abstracts of the IAVCEI, Puerto Vallarta, Mexico 1997 General Assembly. Gobierno de
Jalisco, Unidad Editorial, Guadalajara, Mexico.
Habib, P., 1975. Production of gaseous pore pressure during rock slides. Rock Mechanics 7: 193–197
Hayashi, N.L., Self, S., 1992. A Comparisonof PyroelasticFlow and Debris Avalanche Mobility. Journal
of Geoph. Res., v. 97, B6, PAGES 9063-9071.
Howard, K.A., 1973. Avalanche mode of motion: implications from lunar examples. Science 180,
1052–1055.
Hsü K.J., 1975. Catastrophic debris streams (Sturzstorms) gener- ated by rockfalls. Geol Soc Amer
Bull 86:129–140
Kerle, N, van Wyk de Vries, B, 2001. The 1998 debris avalanche at Casita volcano, Nicaragua -
investigation of structural deformation as the cause of slope instability using remote sensing. J
Volcanol Geotherm Res., 105(1–2), 49–63.
Kent, P.E., 1966. The transport mechanism in catastrophic rock falls. J Geology 74:79–83
Komorowski, J.C., Glicken, H., Sheridan, M.F., 1991. Secondary electron imagery of microcracks and
hackly fractures in sand- size clasts from the 1980 Mount St. Helens debris-avalanche deposits,
implications for particle-particle interactions. Geology 19:261–264
Komorowski J-C., Navarro, C., Cortés, A., Siebe. C, Rodríguez, S., 1993. Multiple collapse of Volcán
Colima, Mexico. Since 10000 Y. BP: Implications for eruptive style, magma yield, edifice stability and
volcanic risk. International Association of Volcanology and Chemistry of the Earth s Interior.
General Assembly, Camberra. Australia. Sept. 25-Oct. 1 1993. Abstract Volume, p. 60.
Komorowski, J. C., Navarro, C., Cortes, A., Saucedo, R., Gavilanes, J. C., Siebe, C., Espindola, J. M.,
Rodriguez-Elizarraras, S. R., 1997. The Colima Volcanic Complex. Field guide 3, Int. Assoc. Volcanol.
Chem. Earth’s Inter., General Assembly, Puerto Vallarta.
Lipman, P.W., Mullineaux, D.R., 1981. The 1980 eruption of mount St Helens, Washington. U.S.
Geological Survey Professional Paper, 1250, 143-156
Lorenzo, J.L., 1961. Notas sobre la geologia glacial del Nevado de Colima: Boletín del Instituto de
Geología, v. 61, 77-92.
Luhr, J.F., Carmichael, I.S.E., 1980. The Colima Volcanic Complex. México: Part II. Late-Quaternary
Cinder Cones. Contribution to Meneralogy and Petrology, 76, 127-147.
Luhr, J.F., 1982. Colima: history cyclicity of eruptions. Volcano New 7: p. 1–3.
142

Luhr J. F., Prestegaard, K.L., 1985. Caldera formation at Volcan the Colima, Mexico, by a large
Holocene volcanic debris avalanche. J. Volcanol. Geotherm. Res. 35, 335-348.
Luhr, J. F., Prestegaard, K.L., 1988. Caldera formation at Volcán de Colima, Mexico, by large
Holocene volcanic debris avalanche. J. Volcanol. Geotherm. Res. 35, 335–348.
Luhr, J. F., Carmichael, I.S.E., 1990. Petrological monitoring of cyclical eruptive activity at Volcán
Colima, México. Journal of Volcanology and Geothermal Research 42, 235-260.
Luhr, J. F., Navarro, C., Connor, C. B., Connor, L., 2006. The 1913 VEI-4 Plinian Eruption of Volcán de
Colima (Mexico): Tephrochronology, Petrology, and Plume Modeling, Eos Trans. AGU, 87(52), Fall
Meet. Suppl., Abstract V43B-1786.
Luhr, J.F., Navarro-Ochoa, C., Savov, I.P., 2009. Tephrochronology, petrology and geochemistry of
Late-Holocene pyroclastic deposits from Volcán de Colima, Mexico. J. Volcanol. Geotherm. Res.,
196, 1-32.
Mahaney, W., 2002. Atlas of sand grain surface and textures and applications. New York, Oxford
University Press.
Macias, J.L., Saucedo, R., Gavilanes, J.C., Varley, N., Velasco-Garcia, S., Bursik, M.I., Vargas-
Gutierres, V., Cortes, A., 2006. Flujos piroclásticos asociados a la actividad explosiva
del volcán de Colima y perspectivas futuras. GEOS 25 (3), 340–351.
Martin del Pozzo, A. L.; Romero, V. H.; y Ruiz-Kitcher. R.E., 1987. Los flujos piroclásticos del Volcán de
Colima. México: Geofísica Internacional, v. 26, núm.2, p. 291–307.
McDougall, J.C., Gibb, J.G., 1970. Patea sediments. New Zealand Oceanographic Institute chart,
coastal series 1:200,000.
McEwen, A.S., 1989. Mobility of large rock avalanches: Evidence from Valles Marineris, Mars.
Geology 17, 1111-1114.
McGuire, W.J., 1996. Volcano instability: A review of contemporary themes, in McGuire, W.J.,Jones,
A.P., and Neuberg, J., eds., Volcano Instability on Earth and Other Planets. Geological Society
Special Publication 110, 1–23.
Medina-Martinez, F., 1983. Analysis of the eruptive history of the Volcán Colima, México, 1560-1980.
Geofísica Internacional, 22, p. 157-178.
Mehl, K.W., Schmincke, H.U., 1999. Structure and emplacement of the Pliocene Roque Nublo debris
avalanche deposit, Gran Canaria, Spain. J. Volcanol. Geotherm. Res. 94, 105-134.
Melosh, J., 1983. Acoustic fluidization. Am. Sci. 71, 158–165.
Mimura, K., Kawachi, S., 1981. Nirasaki debris avalanche, a
catastrophic event at the Yatsugatake volcanic chain, central Japan. IAVCEI Symp. Arc. Volcanism,
Tokyo and Hakkone Žabstracts., 237 pp.
143

Mooser, F., 1961. Loa volcanes de Colima. Univertsidad Nacional Autónoma de Mexico. Instituto de
Geologia Boletin. 61, 49-71.
Mora, J. C., Macías, J. L., Saucedo, R., Orlando, A., Manetti, P., Vaselli, O., 2002. Petrology of the 1998-
2000 products of Volcán de Colima, México. Journal of Volcanology and Geothermal Research 117,
195-212.
Moriya, I., 1980. “Bandaian eruption” and land forms associated with it. In: collection of articles in
memory of retirement of Prof. K. Nishimura from Tohoku University. Fac. Sci. Tohoku Univ, Sendai,
214-219 (in Japanese with English abstract).
Naranjo, J.A., and Francis, P., 1987. High velocity debris avalanche at Lastarria volcano in the north
Chilean Andes: Bull. Volcanol., v. 49, p. 509-514.
Navarro, C., Komorowski, J-C., Cortés, A., 1994. Depósitos de avalanchas de escombros en el
Complejo Volcánico de Colima: evidencias geológicas y edades C14 para múltiples eventos. Nuevas
preguntas a previas interpretaciones, un problema aún no resuelto. Universidad de Colima, Cuarta
Reunión Internacional Volcán de Colima: A Decade Volcano Workshop, Colima, January 24–28
1994. 49–50.
Navarro, C.; Gavilanes, J-C.; y Cortés, A., 2002. Movement and emplacement of lava flows at Volcán
de Colima, Mexico: November 1998-February 1999. Journal of Volcanology and Geothermal
Research 117. P. 155-167.
Neall, V.E., 1979. Sheets P19, P20 and P2l New Plymouth, Egmont and Manaia, Geological Map of
New Zealand 1:50,000. 3 maps and notes, 36 p. New Zealand Department of Science and Industrial
Research, Wellington.
Neall, V.E., Stewart, R.B., Smith, I.E.M., 1986. History and petrology of the Taranaki volcanoes: Royal
Society of New Zealand Bulletin 23: 251-263.
Neall, V.E., 2003. The volcanic history of Taranaki. Institute of Natural Resources - Massey University,
Soil & Earth Sciences Occasional Publication No. 2.
Norini, G., Capra, L., Borselli, L., Zuniga, R., Solari, L., Sarocchi, D., 2010a. Large scale landslides
triggered by Quaternary tectonics in the Acambay graben, Mexico. Earth Surface Processes and
Landforms 35, 1445–1455.
Norini, G., Capra, L., Groppelli, G., Agliardi, F., Pola, A., Cortes, A. 2010b. The structural architecture
of the Colima Volcanic Complex. Journal of Geophysical Research – Solid Earth 115, B12209. ISSN
0148-0227.
Ohmura, A., Kasser, P., y Funk, M., 1992. Climate at the equilibrium line of glaciers: Journal of
Glaciology, 38, 397-411.
Ordoñez, E., 1897. Les Volcans Colima et Cerobuco: Memorias de la sociedad Cientifica Antonio
Alzate (Mexico), 11, 325-333.
Palmer, B.A., Alloway, B.V., Neall, V.E., 1991. Volcanic debris-avalanche deposits in Nez Zealand -
144

lithofacies organization in unconfined, wet avalanche flows. In: Fisher R.V., Smith G.A., ed
Sedimentation in volcanic settings. SEPM Special Pubblication No. 45. Oklahoma, USA, Tulsa G.A.
Platz, T., Cronin, S.J., Cashman, K.V., Stewart, R.B., Smith, I.E.M., 2007. Transition from effusive to
explosive phases in andesite eruptions - A case-study from the AD1655 eruption of Mt. Taranaki,
New Zealand. Journal of Volcanology and Geothermal Research 161: 15-34.
Procter, J.N., Cronin, S.J, Zernack, A.V., 2009. Landscape and Sedimentary Response to Catastrophic
Debris Avalanches, Western Taranaki, New Zealand. In: K. Nemeth, V. Manville, and K. Kano (Eds.)
Source to sink: from volcanic eruptions to volcaniclastic deposits, Sedimentary Geology Special
Volume.
Pulgarin-Alzate A. B., 2000. Depositos masivos del pleistoceno tardio asociados al colapso del
flanco sur del volcan Nevado del Huila (Colombia), UNAM, tesis de maestria.
Reid, M. E., Sisson, T. W., Brien, D. L., 2001. Volcano collapse promoted by hydrothermal alteration
and edifice shape, Mount Rainier, Washington. Geology 29, 779–782.
Richards JP, Villeneuve M (2001). The Llullaillaco volcano, north- western Argentina: construction
by Pleistocene volcanism and destruction by edifice collapse. J Volcanol Geotherm Res 105:77–105
Robin, C., P. Mossand, G. Camus, J. M. Cantagrel, A. Gourgaud, Vincent P. M., 1987. Eruptive history
of the Colima volcanic complex (Mexico). J. Volcanol. Geotherm. Res. 31, 99–113.
Robin, C., Camus, G., Gourgaud, A., 1991. Eruptive and magmaric cycles at Fuego de Colima
(Mexico). J. Volcanol. Geotherm. Res., 45, 209-225.
Rodríguez-Elizarrarás, S. 1991. Geología del Volcán de Colima, estados de Jalisco y Colima. Tesis de
Maestría, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, 1- 110 + mapas.
Rodriguez-Elizarras, S.R., 1995. Estratigrafia y Estructura del Volcan de Colima, México. Revista
Mexicana de Ciencias Geológicas, 12(1), 22-46.
Rosiwal, A., 1898. Uber geometrische gesteinsanalysen. Ein einfacher weg zur ziffermassingen
festellung des quantitat verhaltnisses der mineral bestandtheile gemengter gesteine. Vert der K.K.
Geol. Reichsanstalt, Wien
Roverato, M., Capra, L., Sulpizio, R., Norini, G., 2011. Stratigraphic reconstruction of two debris
avalanche deposits at Colima Volcano (Mexico): Insights into pre-failure conditions and climate
influence. J. Volc. Geoth. Res. 207, 33-46.
Rust, D., Behncke, B., Neri, M., Ciocanel, A., 2005. Nested zones of instability in the Mount Etna
volcanic edifice, Italy. J. Volcanol. Geotherm. Res., 144, 137-153.
Sarocchi, D., Borselli, L., Macias, J.L., 2005. Construcción de perfiles granulométricos de depósitos
piroclásticos por métodos ópticos. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas 23, 371–382.
Sartorius, C., 1971. Eruption of the volcano of Colima in June 1869: American Journal of Science,
102, 381-383.
145

Saucedo, R., 1997, Reconstrucción de la erupción de 1913 del Volcán de Colima: Mexico DF,
Universidad Nacional Autónoma de Mexico, Tesis de Maestría, 185 p.
Saucedo, R., 2001. Erupciones de 1991 y 1998-1999 del Volcán de Colima—Mecanismos de
transporte y depositación de los flujos piroclásticos de bloques y ceniza. México, D.F., Universidad
Nacional Autónoma de México, Tesis de doctorado, 132 p.
Saucedo, R., Macías, J., Gavilanez, J., Arce, J., komorowski, J., Gardner, J., Valdez-Moreno, G., 2010.
Eyewitness, stratigraphy, chemistry, and eruptive dynamics of the 1913 Plinian eruption of Volcán
de Cólima, México. J. Volcanol. Geotherm. Res. 101, 149–166.
Savov, I. P., Luhr, J. F., Navarro-Ochoa, C., 2008. Petrology and geochemistry of lava and ash erupted
from Volcán Colima, Mexico, during 1998-2005, Journal of Volcanology and Geothermal Research,
Volume 174, 4, 241-256.
Schneider, J. L., Fisher, R.V. (1998). Transport and emplacement mechanisms of large volcanic
debris avlanches: evidence from northwest sector of Cantal volcano (France). Journal of
Volcanology and Geothermal Research 83: 141-165.
Scott, K.M., Vallance, J.W., Pringle, P.T., 1995. Sedimentology, behaviour, and hazards of debris flows
at Mount Rainier, Washington. US Geological Survey Professional Paper 1547, 56 p.
Scott, K.M., Macias, J.L., Vallance, J.W., Naranjo, J.A., Rodríguez, S., McGeehin, J.P., 2001. Catastrophic
debris flows transformed from landslides in volcanic terrains: mobility, hazard assessment, and
mitigatin strategies. U.S. Geol. Surv. Prof. Pap. 1630, 67, 19 figs. 9 tabs.
Scott, K.M., Kerle, N., Macias, J.L., Strauch, W., Devoli, G., 2002. Catastrophic, precipitation-triggered
lahars at Casita volcano, Nicaragua – Flow transformations, flow bulking, and future mitigation
strategies. GSA Bull., 81-110.
Shea, T., van Wyk de Vries, B., Pilato, M., 2007. Emplacement mechanisms of contrasting debris
avalanches at Volcán Mombacho (Nicaragua), provided by structural and facies analysis. Bull
Volcanology, 70, 899-921
Shell, BP and Todd Oil Services Ltd, 1974. Maui Development. Environmental Impact Report 1, June
1974. Shell, BP and Todd Oil Services Limited, New Plymouth.
Shreve, R.L., 1968. The Blackhawk landslide. Geol Soc Am Spec Pap 108:1–47
Siebe, C., Komorowski, J-C, Sheridan, M.F., 1992a. Morphology and emplacement of an unusual
debris-avalanche deposit at Jocotitlan volcano, central Mexico. Bull Volcanol. 55, 73–589.
Siebe, C., Rodríguez-Elizarrarás, S., Stoopes, G., Komorowski, J.C., Sheridan, M.F. 1992b. How many
debris avalanche deposits at the Colima volcanix complex or: Quo Vadimus. (abstract) Universidad
de Colima, Tercera Reunión Nacional "Volcán de Colima y Segunda Reunión Internacional de
Vulcanología, Colima, January 20–24, 1992, 15.
Siebert, L., 1984. Large volcanic debris avalanches: characteristics of source areas, deposits, and
146

associated eruptions. J Volcanol Geotherm Res 22:163–197
Siebert, L., Glicken, H., Ui, T., 1987. Volcanic hazard from Bezymianny and Bandai type eruption.
Bullettin of volcanology, v. 49, 435-459.
Siebert, L., 1996. Hazards of large volcanic debris avalanches and associated eruptive phenomena.
In: Scarpa R, Tilling RI (eds) Monitoring and mitigation of volcano hazard, Springer, Berlin
Heidelberg New York, pp 541–572
Siebert, L., 2002. Landslides resulting form structural failure of volcanoes. Geol. Soc. Of America,
reviews in engineering geology vol. XV
Siebert, L., Kimberly, P., Pullinger, C. R., 2004. The voluminous Acajutla debris avalanche from Santa
Ana volcano, western El Salvador, and comparison with other Central American edifice-failure
events. Geol. Soc. Of America, special paper 375.
Stipp, J.J., 1968. The geochronology and petrogenesis of Cenozoic volcanics of the North Island,
New Zealand. Unpublished PhD thesis, Australian National University, Canberra, 438 pp.
Stoopes, G.R., Sheridan, M.F., 1992. Giant debris avalanches from the Colima Volcanic Complex,
Mexico: Implication for long runout landslides (> 100 km). Geology 20, 299-302.
Straub, 1996. Self-organisation in the rapid flow of granular mate- rial: evidence for a major flow
mechanism. Geol Rundsch 86:85–91
Sulpizio, R., Mele, D., Dellino, P., La Volpe, L., 2007. Deposits and physical properties of pyroclastic
density currents during complex Subplinian eruptions: the AD 472 (Pollena) eruption of Somma-
Vesuvius, Italy. Sedimentology 54, 607-635.
Sulpizio, R., De Rosa, R., Donato, P., 2008. The influence of variable topography on the depositional
behaviour of pyroclatic density current: the examples of upper Pollara eruption (Salina island,
southern Italy). J. Volcanol. Geotherm. Res. 175, 367-385.
Takarada, S., Ui, T., Yamamoto, Y., 1999. Depositional features and transportation mechanism of
valley-filling Iwasegawa and Kaida debris avalanches, Japan. Bull. Volcanol., 60:508–522
Thorpe , R.S., Gibson, I., Vizcaino, j., 1977. Andesitic pyroclastic flows from Colima Volcano. Nature.
265, 724-725.
Turner, M.B., 2008. Eruption cycles and magmatic processes at a reawakening volcano, Mt.
Taranaki, New Zealand. Unpublished PhD Thesis, INR, Massey University, New Zealand.
Ui, T., 1985. Debris avalanche deposits associated with volcanic activity: Proceedings, IVth
International Conference and Field Workshop on Landslides, Tokyo, Japan, 405-410.
Ui, T., Yamamoto, H., Suzuki-Kamata, K., 1986. Characterization of debris avalanche deposits in
Japan. Journal of Volcanology and Geotherm. Res., 29, 231-243.
Vallance, J.W., Scott, K.M., 1997. The Osceola Mudflow from Mount Rainier: Sedimentology and
147

hazard implication of a huge clay-rich debris flow. Geol. Soc. of America Bullettin 109, 143-163.
van Wyk de Vries, B., Kerle, N., Petley, D., 2000. A sector-collapse forming at Casita volcano.
Geology, 28, 167-170.
Van Wyk Vries, B., Self, S., Francis, P.W., Keszthelyi, L., 2001. A gravitational spreading origin for the
Socompa debris avalanche. Journal of Volcanology and Geothermal Research 105, 225-247.
Vázques-Selem, L., and Heine, K., 2011. Late Quaternary Glaciation in Mexico, in Ehlers, J.,
Gibbard, P.L., and Hughes, P.D., eds., Quaternary Graciationd – Extent and Cronology. A
clooser look. 849-861
Voight, B.H, Glicken, H., Janda, R.J, Douglass, P.M., 1981. Catastrophic rockslide avalanche of May
18. In: Lipman PW, Mulineaux DR (eds) The 1980 eruptions of Mount St. Helens, Washington. U.S.
Geological Survey, Washington, DC, 347–37.
Voight B, Janda RJ, Glicken H, Douglass PM (1983) Nature and mechanics of the Mount St Helens
rockslide avalanche of 18 May 1980. Geotechnique 33:243–273
Waitz, P., 1906. Le Volcán de Colima: Mexicol, D.F., Congreso Geologico Internationalk. 10, Guide
des Excursions. 13, 28.
------------, 1915. Der gegenwartige Stand der mexikanischen Vulkane und die letzte Eruption del
Vulkans von Colima (1913): Zeitschrift fur Vulkanologie . q, 247-274.
------------, 1921. “Nubes ardiente” observadas en las erupciones del Jorullo (1759), del Ceboruco
(1870) y del Colima (1913). Memorias de la Sociedad Cientifica abtonio Alzate (Mexico), 37, 267-313.
------------, 1932. Datos historicos y bibliograficos acerca del Volcán de Colima. Memorias de la
Sociedad Cientifica Antonio Alzate (Mexico), 53, 349-384.
Zernack, A.V., Procter, J.N., Cronin, S.J., 2009. Sedimentary signatures of cyclic growth and
destruction of stratovolcanoes: a case study from Mt. Taranaki, NZ. Sed Geol 220:288–305
Zernack, A.V., Cronin, S.J., Neall, V.E., Procter, J.N., 2010. A medial to distal volcaniclastic record of an
andesite stratovolcano: detailed stratigraphy of the ring-plain succession of south-west Taranaki,
New Zealand. J. Earth Sci. DOI 10.1007/s00531-010-0610-6
148