1. INTRODUCCIÓN

El arco volcánico continental del Ecuador está compuesto por al menos 84 centros volcánicos cuaternarios (^{Bernard & Andrade, 2011}); de los cuales, por lo menos 22 han presentado episodios eruptivos confirmados durante el Holoceno (^{Santamaría et al., 2017}). El Complejo Volcánico Chiles-Cerro Negro (CV-CCN) se localiza en el límite internacional entre Ecuador y Colombia, a 25 km al occidente de la ciudad de Tulcán en la provincia de Carchi. Este complejo está constituido por dos edificios principales que han mostrado una gran similitud a lo largo de su historia eruptiva; y forman parte del denominado Frente Volcánico que se emplaza sobre la Cordillera Occidental del Ecuador (^{Barberi et al., 1988}; ^{Hall et al., 2008}).⁸

El volcán Cerro Negro es un estratovolcán que alcanza los 4429 msnm (metros sobre el nivel del mar). Tiene una edad globalmente correspondiente al Pleistoceno superior de la que se tienen evidencias de actividad explosiva reciente ocurrida hace 40 ka (^{Olade, 1987}); no obstante, la avalancha asociada al colapso sectorial de su flanco occidental ha sido datada por el método 14C en 6065 ± 130 años AP (^{Cortés & Calvache, 1997}). El volcán Chiles está ubicado a 4 km al Este del volcán Cerro Negro y alcanza una altura de 4707 msnm; su última actividad volcánica confirmada data del Pleistoceno Superior (^{Olade, 1987}, ^{Telenchana et al., 2017}). Sin embargo, sus lavas más recientes podrían ser de edad Holocénica ya que no muestran evidencias de erosión glaciar (B. Beate, com. pers.).

El CV-CCN, y particularmente el volcán Cerro Negro, es considerado como potencialmente activo (^{Bernard & Andrade, 2011}); por lo que desde 1991 es monitorizado por el Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional (IG-EPN) y desde 2013, se trabaja conjuntamente con el Observatorio Vulcanológico y Sismológico de Pasto (OVSP) del Servicio Geológico Colombiano (SGC) en el monitoreo y la evaluación de la amenaza. La actividad actual del complejo volcánico se manifiesta por la existencia de fuentes termales y solfataras, como las de “Aguas Hediondas” localizadas al occidente de Tufiño al pie del volcán Chiles (^{Cortés & Calvache, 1997}).

Figura 1.  Enjambres sísmicos registrados en la zona del CV-CCN representados como incrementos en el número diario de sismos entre noviembre de 2013 y junio de 2015. (Fuente: ^{IG-EPN, informe 2015-22}) 

A partir del año 2013 se detectó la ocurrencia de 4 enjambres sísmicos ocurridos en las cercanías del CV-CCN (Figura 1). El primer enjambre fue registrado entre septiembre de 2013 y enero de 2014; el segundo ocurrió en febrero de 2014; el tercero se registró entre marzo y julio del mismo año con más de 100 mil sismos dentro de ese periodo. El 30 de abril de 2014 ocurrió un sismo de magnitud 4.8 que fue considerado el evento más grande registrado en la zona hasta ese momento. Finalmente, el cuarto enjambre se registró entre septiembre de 2014 y mayo de 2015. El 20 de octubre de 2014 a las 14:33 (hora local) se produjo un sismo de magnitud 5.9 con epicentro en el flanco sur-occidental del volcán Chiles (^{IG-EPN, informe 2014-23}), mientras que el 22 de octubre del mismo año se registró el mayor número de sismos por día con un total de 8.246 eventos (^{IG-EPN, informe 2014-25}). Según el estudio de Ebmeier et al. (2016) es posible que este sismo haya provocado un cambio sustancial en el campo de esfuerzos tectónicos que detuvo la agitación magmática (unrest) al impedir el ascenso de magma, inhibiendo así una posible erupción.

Esta información evidencia la importancia de realizar estudios volcánicos en el CV-CCN que ayuden al entendimiento de su evolución a través de tiempo y su comportamiento actual. Es por esto que se empezó el trabajo de obtención de un registro de erupciones en la zona a partir de sus depósitos de tefra preservados en turberas. El objetivo principal de este trabajo es describir los resultados obtenidos en la turbera de Potrerillos, e identificar las posibles fuentes de los depósitos de caída de tefra ahí preservados.

2. METODOLOGÍA

El núcleo de perforación CCN-004 fue obtenido en la turbera de Potrerillos, ubicada al sureste del volcán Cerro Negro (Figura 2). La perforadora manual usada requirió del control continuo de la profundidad alcanzada con el uso de un flexómetro, lo que también permitió hacer un reconocimiento inicial de las diferentes capas de tefra caracterizadas por su color y granulometría. Así mismo, se realizó una breve descripción en campo de su color, tamaño de grano y componentes macroscópicos principales.

Figura 2.  Localización de la perforación CCN-004 en la turbera de Potrerillos (Coordenadas WGS 1984 UTM 170724/89868, Ecuador Zona 18 N) y su relación con el complejo volcánico Chiles - Cerro Negro.  

El testigo de perforación fue recubierto con papel aluminio y a su vez colocado en un tubo de PVC, envuelto con una película de plástico para su transporte, con el fin de que ningún contaminante externo afectara a los componentes de la turbera. En el laboratorio, los testigos de la perforación fueron introducidos dentro en un horno eléctrico a una temperatura de 40°C con el fin de eliminar la humedad sin que el agua estructural de sus componentes se evapore y no altere los resultados analíticos (^{International Volcanic Health Hazard Network, www.ivhhn.org}). Durante el secado se realizó un control continuo del peso hasta que la muestra quedó completamente seca. Al finalizar este proceso, los testigos de perforación se examinaron en detalle, identificando doce capas de tefra reconocibles en el testigo de perforación (Figura 3). Diez muestras de tefra fueron tomadas, para análisis granulométricos y de componentes, correspondientes a las de mayor espesor. Dos capas, A y AA, no fueron consideradas debido a la poca cantidad de material disponible para el análisis.

Además, nueve muestras de turba fueron tomadas bajo los niveles de tefra seleccionados (Tabla 1), para su correspondiente datación por radiocarbono, mediante el método AMS (Accelerator Mass Spectrometry). Estos análisis fueron realizados por el laboratorio Beta Analytic Inc. en Miami, Florida, EE.UU.

Las muestras de tefra fueron cuarteadas y tamizadas para diámetros de partículas de 1 mm, 500 µm, y 250 µm. En cada muestra se separó, en lo posible, la ceniza volcánica de la materia orgánica (e.g., pedazos de tallos, raíces y hojas). En la fracción superior obtenida (diámetro >250 µm) se realizó el análisis de componentes en base a un conteo de mil granos de ceniza por muestra.

Figura 3.  Secuencia estratigráfica de la turbera de Potrerillos junto con las ubicaciones, resultados de las dataciones radiocarbono y edades calculadas por interpolación lineal marcadas en itálico. 

3. EDAD DE LAS CAPAS DE TEFRA

Las edades registradas abarcan una secuencia entre 200±30 y 5780±30 años AP (edades no calibradas) y son coherentes con la estratigrafía, exceptuando los niveles CCN-004 C y F. La datación obtenida para la turba bajo la ceniza C (CCN-004 D) dio una edad de 1600±30 años AP, más antigua que la edad registrada para la turba subyacente a la ceniza F (CCN-004 G) de 1520±30 años AP. Ambas edades en conjunto concuerdan estratigráficamente con la ceniza A de 200±30 años AP y la ceniza J de 2500±30 años AP ubicadas sobre y debajo de la ceniza F, respectivamente.

Al comparar el espesor acumulado de turba (sin contar los niveles de ceniza) con las edades calibradas obtenidas (2σ) se puede observar una regresión lineal (Figura 4) con un excelente coeficiente de determinación (R2 > 0,98). Eso indica que la tasa de desarrollo de la turba es constante en el tiempo, soportando la hipótesis de que los eventos volcánicos fueron puntuales y no alteraron la deposición de material orgánico (^{Samaniego et al., 1998}). Dentro de la serie de datos, el único punto anómalo es la edad de la capa C. Esta capa y su turba subyacente (CCN-004 D) se encontraban a la base del primer núcleo de perforación, lo que pudo provocar una contaminación accidental; por lo tanto, esta edad será descartada del posterior análisis. Gracias a la tasa constate de crecimiento de la turba se pudo usar el método de interpolación lineal, de manera similar a lo realizado por ^{Samaniego et al. (1998)} para una turbera localizada en el volcán Cayambe en Ecuador, y así estimar la edad de las capas que no fueron datadas (cenizas C, W y AA).

Figura 4.  Espesor acumulado de turba y sus edades radiocarbono representadas como funciones de densidad probabilística. Las líneas de tendencia calculadas para la serie completa f(x) y serie sin la ceniza C g(x) aparecen con líneas discontinua y continua, respectivamente. 

Después de este análisis, las edades fueron calibradas con el programa OxCal (v4.2) de ^{Bronk Ramsey (2009)} y la curva de calibración atmosférica IntCal13 obtenida de ^{Reimer et al. (2013)}.

4. CARACTERÍSTICAS FÍSICAS Y ANÁLISIS DE COMPONENTES DE LAS CAPAS DE CENIZA

Las doce capas de ceniza identificadas tienen espesores que varían desde 0,5 cm (cenizas A, W y AA) hasta 14,5 cm (ceniza P) (Tabla 2). Debido a su pequeño espesor y cantidad de muestra asociada, las capas A y AA no se pudieron analizar en detalle. Es importante notar que ninguna capa presenta piroclastos de tamaño de lapilli (>2 mm) y que todas corresponden a capas de ceniza de tamaño medio a extremadamente fino según la clasificación de ^{White & Houghton (2006)}. Exceptuando la capa M, todas las otras capas de ceniza tienen un sorteo aparente medio a bueno.

Los piroclastos que conforman la ceniza volcánica fueron clasificados usando criterios texturales (forma, color, vesicularidad) según la clasificación de ^{McPhie et al. (1993)} y ^{Eychenne & Le Pennec (2012)}. (1) Pómez: clastos juveniles de composición intermedia a ácida y de tonalidad clara, muestran una textura vítrea con vesículas sub-esféricas. (2) Escoria: partículas juveniles compuestas de vidrio volcánico de composición básica a intermedia, color negro a marrón, y cuentan con vesículas observables a simple vista o bahías en los bordes de los granos. (3) Cristales libres: cristales euhedrales o fragmentos de ellos, liberados por fragmentación primaria de magmas porfiríticos. (4) Líticos densos: clastos micro-cristalinos no vesiculados de coloración oscura, se derivan de las partes desgasificadas del magma expulsado o de materiales no alterados del conducto. (5) Partículas oxidadas: fragmentos sub-redondeados de roca caja que son incorporados de las paredes del conducto y vento durante una erupción; presentan tonalidad rojiza y en ocasiones muestran minerales de origen hidrotermal. Los resultados obtenidos son presentados en la Tabla 2.

En base al análisis de componentes se observa que ninguna muestra posee un alto contenido de escoria y que la pómez es el principal material juvenil vesiculado. Exceptuando las capas I y J, la relación cristales libres/pómez es cercana a 1. Ninguna muestra tiene un alto contenido de líticos densos (<13%) o partículas oxidadas (<3.6%).

Se observa de manera evidente dos secuencias en base a la naturaleza de los minerales presentes: una secuencia rica en plagioclasa, biotita, anfíbol y cuarzo correspondiente a una asociación mineral típica de magmas ácidos (cenizas M, P, S, V, W, Y), y una segunda secuencia rica en plagioclasa, anfíbol y piroxeno correspondiente a magmas de composición intermedia (cenizas A, C, F, I, J, AA). Es importante notar que ninguna de las cenizas muestra una mineralogía asociada a una composición básica.

5. DISCUSIÓN SOBRE LAS FUENTES DE LAS CAPAS DE CENIZA IDENTIFICADAS

Por el momento no existe un registro de erupciones Holocénicas en el CV-CCN, además del depósito de avalancha de escombros del Cerro Negro (^{Cortés & Calvache, 1997}). Debido a esto, antes de atribuir o no las capas de ceniza identificadas al CV-CCN es importante descartar otras posibles fuentes externas. En primer lugar, identificamos las posibles fuentes para las diferentes capas en base a los resultados geocronológicos obtenidos y las comparamos con la tefrocronología de otros volcanes de Ecuador (^{Santamaría, 2017}) y Colombia. Es importante recordar que la mayoría de las edades obtenidas corresponden a muestras de turba subyacentes a los depósitos de caída de tefra, lo que implica que deben ser consideradas como edades mínimas. Por lo tanto, la comparación se restringió a las erupciones limitadas entre las edades calibradas (2σ) máxima y mínima más un margen de ~200 años hacia el presente. Este margen fue agregado considerando que la fecha obtenida corresponde a la formación del depósito orgánico previo a la deposición de las capas de tefra, y no al depósito de tefra en sí mismo.

Posteriormente, se compararon las características físicas de los depósitos (espesor, tamaño de grano medio y máximo, sorteo aparente) y sus componentes (tipo y proporción de componentes, tipos de minerales) para concluir si existe o no una erupción reconocida y bien estudiada que coincida con los depósitos encontrados.

En depósitos naturales de caídas de tefra, típicamente se observa una disminución del espesor y del tamaño de grano a medida que aumenta la distancia a la fuente, mientras que el sorteo mejora (^{Walker, 1971}; ^{Pyle, 1989}). Se pueden utilizar leyes empíricas de decaimiento para estimar parámetros eruptivos, como el volumen de la caída o la altura de la columna, pero estas requieren de muchos puntos de control para hacer mapas de dispersión, lo cual no es objeto de este estudio. Sin embargo, podemos utilizar las características de las capas encontradas para proponer escenarios eruptivos. Por ejemplo, una capa delgada con un buen sorteo aparente y un tamaño máximo de grano fino, corresponde probablemente a un depósito distal; mientras que una capa potente con sorteo malo y un tamaño de grano grueso corresponde probablemente a un depósito proximal. Por supuesto al tener sólo una observación por cada depósito, este análisis puede ser afectado significativamente por la dirección y velocidad del viento en el momento de la erupción al igual que por las condiciones de acumulación en la turbera en el momento de depósito.

De la misma manera, los componentes del depósito indican la composición relativa de la erupción. La pómez es un producto eruptivo típicamente relacionado con erupciones explosivas de composición intermedia a ácida mientras que la escoria está relacionada con erupciones básicas a intermedias; ejemplo de estos dos tipos son las erupciones de Quilotoa hace ~800 años AP (^{Mothes & Hall, 2008}) y Tungurahua en 2006 (^{Samaniego et al, 2011}), respectivamente. Adicionalmente, los minerales ferromagnesianos (biotita, anfíbol, piroxeno) permiten afinar la apreciación de su composición. Finalmente, la proporción entre material vesiculado y cristales libres puede dar una indicación sobre la distancia de la fuente; puesto que los cristales libres son más densos que el material vesiculado, y tienden a sedimentarse más cerca del vento (^{Pyle, 1989}, ^{Eychenne et al., 2013}).

Existen demasiados volcanes en Ecuador y Colombia que tuvieron erupciones en periodos cercanos a las edades obtenidas en este estudio. Para reducir el número de candidatos se consideró la distancia entre estas posibles fuentes y la turbera de Potrerillos; así como el tamaño de estas erupciones usando el volumen de tefra correspondiente al límite superior del Indice de Explosividad Volcánica (VEI) asignado en las bases de datos. Se realizaron simulaciones con la aplicación en línea del programa Ash3D (^{Mastin et al., 2013}) para estimar el alcance de la ceniza en los diferentes escenarios. Por ejemplo, para alcanzar una acumulación de más de 1 cm, la fuente debería ubicarse a menos de 25, 55, 150, y 415 km para VEI 2, 3, 4 y 5 respectivamente. Por supuesto, esto depende de la dirección y velocidad del viento en el momento de la erupción. Sin embargo, estos resultados nos permiten limitar de manera objetiva el número de candidatos. De esta forma, podemos excluir los volcanes del norte del arco colombiano (Cerro Bravo, Nevado de Tolima, Nevado del Ruiz) y del sur del arco ecuatoriano (Sangay, Tungurahua, Chimborazo) como fuentes de las capas (Tabla 3).

La comparación entre las edades obtenidas en la turbera de Potrerillos y el registro de erupciones Holocénicas (Tabla 4) muestra que las potenciales fuentes son los volcanes: Cumbal, Doña Juana y Azufral en Colombia, y Cayambe, Cotopaxi, Pichincha, Ninahuilca (Atacazo), Pululahua y Chachimbiro en Ecuador. No obstante, al analizar las características de los depósitos (granulometría y componentes) las fuentes potenciales se reducen drásticamente.

Las capas del grupo de composición ácida (cenizas M, P, S, V, W, Y) tienen el carácter menos distal con tamaño de grano medio a fino y sorteo malo a bueno. Sin embargo, ninguna tiene un carácter claramente proximal lo que descarta una relación con el CV-CCN. Se descartan como fuentes cercanas para este grupo el Cumbal y Galeras por su composición intermedia (^{Droux & Delaloye, 1996}; ^{Banks et al., 1997}). Igualmente se descartan como fuentes con composición ácida a los volcanes Ninahuilca, Cotopaxi, Chachimbiro, Cayambe y Doña Juana por su gran distancia a la turbera (Tabla 3). La fuente cercana con actividad contemporánea y de composición similar es el volcán Azufral en Colombia. Las cenizas M, P y S probablemente se relacionan con la actividad dacítica del volcán Azufral registrada entre ~4100, ~3600 y ~3470 años AP (edades no calibradas) (^{Bechon & Monsalve, 1991}; ^{Fontaine & Stix, 1993}). Adicionalmente la capa V probablemente corresponde al marcador regional con biotita descrito en el artículo de ^{Banks et al. (1997)}. Estos autores sugieren una fuente al sur del volcán Galeras para esta capa, lo que concuerda con la ubicación del volcán Azufral.

Las capas del grupo de composición intermedia (cenizas A, C, F, I, J, AA) tienen el carácter más distal con tamaño de grano fino a extremadamente fino y sorteo medio a bueno. Consecuentemente ninguna de estas capas estaría relacionada con el CV-CCN. Este segundo grupo es mucho más difícil de relacionar con un volcán en particular debido a su carácter distal y su composición intermedia/ácida. La capa mejor definida es la ceniza C, la cual tiene una edad estimada y una composición similares a la erupción del volcán Guagua Pichincha del siglo X (^{Robin et al., 2008}). Adicionalmente el eje de dispersión durante está erupción fue determinado por ^{Vallejo (2011)} hacia el NNW lo que explicaría su presencia en la turbera de Potrerillos. La capa A podría estar relacionada con el último ciclo eruptivo del complejo Doña Juana de 1897 a 1906 (^{Navarro et al., 2009}) o con la erupción del volcán Cumbal de 1877 (^{Alarcón et al, 2000}). No se pudo relacionar las capas F, I, J y AA con un volcán en particular, sin embargo, por sus tipos de minerales y su composición, es probable que correspondan a volcanes del frente volcánico (Cordillera Occidental).

6. CONCLUSIONES

Dados los resultados obtenidos de la turbera de Potrerillos se puede concluir que:

a) Las turberas en el páramo son sitios muy favorables para el registro y preservación de capas de ceniza generadas tanto por fuentes distales como proximales.

b) El análisis de componentes litológicos reveló dos grupos de ceniza: 1) un grupo de cenizas con composición ácida (cenizas M, P, S, V, W y Y) de edad entre ~6650 y 3830 años AP con fuente probable el volcán Azufral; 2) un grupo de cenizas con composición intermedia a ácida (cenizas A, C, F, I, J y AA) con fuentes probablemente ubicadas en el frente volcánico (Cordillera Occidental). Dentro del segundo grupo, la única capa bien definida correspondería a la erupción del volcán Guagua Pichincha del siglo X (ceniza C).

c) Como resultado principal se puede establecer que las capas de ceniza encontradas no pertenecen al CV-CCN por sus características granulométricas y sus componentes. Esto implica que no habría existido una actividad explosiva significativa en dicho complejo para el periodo de tiempo registrado en la turbera (últimos ~6900 años). Esta conclusión es importante ya que modifica nuestra visión del complejo volcánico, y tiene consecuencias en la evaluación del peligro volcánico.