Parra et al.
LAS TEFRAS DE LOS HUMEDALES DEL PÁRAMO DE FRONTINO L. Norberto Parra, J. Orlando Rangel-Ch. & Thomas Van der Hammen
RESUMEN
INTRODUCCIÓN
En los sedimentos recuperados de perforaciones en lagunas del páramo de Frontino se detectó la presencia de varias capas de cenizas volcánicas; la más somera (microtefra) se habría producido en el núcleo Ruíz-Tólima alrededor de 3620 años 14C AP. Una capa diferente de tefras muy visible se relaciona con la erupción producida en el volcán Cerro Bravo entre 6500 y 7200 años 14C AP y se manifiesta como una capa persistente de varios centímetros en los sedimentos. Un evento volcánico marcado en la base de los depósitos por una capa de varios centímetros de espesor acompañada de capas más delgadas las cuales no siempre son visibles macroscopicamente pertenecen a eventos eruptivos que se habrían producido entre 12500 y 13000 años 14C AP.
La tefroestratigrafía es el estudio de las capas de ceniza volcánica (o tefras) presentes en el registro sedimentario; ha merecido una especial atención debido a que las capas exhiben las siguientes particularidades:
ABSTRACT The following tree tephras were detected from sediments recovered from perforation in wetlands of the páramo of Frontino: The youngest, 3620 14C years BP, is a microtephra assigned to the Ruiz-Tolima volcanic complex. The thickest ash bed has several centimeters of sediments and was produced by the eruption of the Cerro Bravo volcano between 6500 and 7200 14C years BP. The oldest and deepest volcanic event is recorded by three very close ash beds with an estimated age between 12500 and 13000 14 C years BP.
1. Usualmente cubren amplias superficies en un país e inclusive en un continente o una cuenca oceánica y sus características distintivas se mantienen por largos periodos de tiempo. 2. Las cenizas poseen características de fácil determinación, que facilitan su identificación precisa. La gran mayoría tienen una mineralogía o geoquímica singular e inclusive rasgos únicos en un mineral como inclusiones o texturas especiales que permiten su determinación. De acuerdo con Shane (2000), la actividad clave en tefroestratigrafía, es hallar los elementos diagnósticos y únicos característicos de cada erupción y las variaciones que estas experimentan sobre grandes distancias. 3. Las tefras constituyen uno de los más importantes marcadores cronoestratigráficos ya que las erupciones individuales se producen en instantes geológicos o varios enjambres se producen en tiempos muy cortos y su emplazamiento aún a grandes distancias sucede en pocas horas o semanas. 4. Las capas de ceniza se pueden datar directamente por diversos métodos entre los cuales se destacan el método K-Ar y las huellas de fisión, por lo cual, permiten establecer una línea de tiempo absoluta 93
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e independiente de las cronologías de radiocarbono. Por las razones anteriormente expuestas, las tefras han adquirido una gran importancia para correlacionar y datar eventos geológicos. Desde las primeras exploraciones del Noroccidente de Colombia, se ha reconocido la existencia de suelos derivados de cenizas volcánicas y de piroclastos cuyas edades varían desde el Pleistoceno hasta el Holoceno. El macizo volcánico Ruiz-Tolima se ha considerado tradicionalmente como la fuente de la mayoría de las capas, pero también el Volcán San Diego que está localizado en el flanco oriental de la cordillera Central y se halla bastante mas al norte que el Ruiz-Tolima, ha generado grandes explosiones cuyos productos se han dispersado hacia el eje de las cordilleras; las tefras del volcán San Diego han sido objeto de varios estudios iniciados por Flórez (1987) y continuados por Toro (1999). Los depósitos de tefras interiores y muy próximos al complejo volcánico Ruiz-Tolima han sido estudiados más profusamente a partir de Herd (1982), culminando con una síntesis por Thouret et al., (1995 y 1996), que ha permitido asignar capas especificas a alguno de los volcanes Ruiz, Tolima, Cerro Bravo ó Machín; estos estudios constituyen las bases para estudios más detallados de estos materiales y sus aplicaciones. La prolongación de estos estudios hacia el norte, a distancias intermedias y lejanas de los centros volcánicos, como el de los departamentos de Caldas y Antioquia, ha culminado con una estratigrafía ya publicada (Parra et al., 1991) y ampliada en sus detalles por Flórez (2000), que se considera valida para estos departamentos. La más exhaustiva exploración cronológica por medio de huellas de fisión para las capas de tefras del Noroccidente de Colombia, fue realizada por Toro (1999). 94
La búsqueda de las más delgadas capas de tefras depositadas en los sedimentos de los lagos, o más aún de concentraciones de minerales diagnósticos de su presencia o microtefras, se ha convertido en una de las herramientas mas empleadas en paleoecología, debido a su potencial para establecer de forma inequívoca las correlaciones de un mismo nivel en una serie de perforaciones de un mismo lago o en turberas distintas de ecosistemas separados hasta cientos de kilómetros. Existen en la literatura ejemplos notables de tales capas marcadoras a nivel continental como las cenizas Vedde y Laacher en Europa (Turney, 1998). En Colombia a partir de los estudios pioneros de Riezebos (1978), en los sedimentos de la laguna de Fúquene, se ha reconocido la importancia de las tefras en los estudios de los núcleos extraídos de los humedales altoandinos, particularmente a través de análisis con la composición mineralógica para la detección de las diversas capas. Otro empleo frecuente de las tefras ha sido la datación de núcleos profundos cuya materia orgánica no es posible datarla por el método del radiocarbono, a modo de ejemplo, se puede citar las dataciones del núcleo Funza (Hooghiemstra, 1984 y Andriessen et al., 1993). LAS TEFRAS DE LOS HUMEDALES DEL PÁRAMO DE FRONTINO La existencia de delgadas capas de cenizas volcánicas en los sedimentos del páramo de Frontino, fue inicialmente puesta de manifiesto por Jaramillo (1998) en el complejo lagunar de Puente Largo, y ampliada posteriormente por Parra y Jaramillo (1999). De acuerdo con estos autores, la más somera de las dos capas de ceniza se presenta en los sedimentos de este humedal entre 158 y 164 cm. y su edad interpolada con base en radiocarbono está cercana a los 3612 años 14C AP, mientras
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la más antigua se localiza entre 238 y 241 cm. de profundidad con una edad estimada de 7300 años 14C AP. Posteriormente durante la extracción y descripción de campo de las cinco (5) perforaciones de la turbera Llano Grande, se hizo evidente (Figura 29) la presencia de varias capas de tefras; la más somera de varios centímetros de espesor y enterrada a 408 cm fue correlacionada con la tefra Salamina (Parra et al., 1991) y otro conjunto de tres capas se halla cerca a la base de la turbera concentradas en un intervalo menor de 25 centímetros. De estas últimas es más frecuente observar solo la tefra más profunda debido a su mayor espesor que varía entre 1 y 3 cm. y se localiza a una profundidad de 1180 cm. Otras cuatro perforaciones en la misma turbera de Llano Grande han confirmado y ampliado la presencia de estas tefras. Otra manera de detectar las capas de ceniza volcánica, tanto las visibles macroscópicamente como las microtefras en estos sedimentos es calculando el cociente entre la fase inorgánica no combustible respecto al peso seco de la muestra y representándola en una figura. Estas relaciones permiten localizar los picos inorgánicos con mayor precisión que en el análisis visual (Figura 30) y algunos de ellos corresponden con las tefras notorias a simple vista. Por ejemplo el espesor de la tefra Salamina es claramente mayor que lo
detectado por medio del análisis visual y se extiende entre los niveles 400 y 413 cm para un total de 14 cm de espesor; esto indica que la materia orgánica en los sedimentos de los humedales paramunos ejerce un carácter mimético y por tanto gran parte de las microtefras pasan desapercibidas durante el análisis visual. Aunque el análisis mineralógico es la herramienta más confiable e importante para revelar la presencia de las microtefras en los sedimentos, el proceso requiere de particular cuidado cuando la propia biogeoforma y sus geoformas aledañas están labradas en un macizo volcánico como sucede en Llano Grande. En esta situación es necesario conocer previamente la composición general de las rocas volcánicas de la cuenca para poder detectar aquellos minerales que ciertamente son exógenos o que exhiben caracteres especiales no presentes en la cuenca, como sucede en el Páramo de Frontino con las esquirlas de vidrio. La mayoría de los minerales félsicos, los vidrios volcánicos normales, los minerales de alteración y la augita son de utilidad limitada para reconocer los eventos volcánicos en este páramo debido a que existen normalmente en los alrededores de la biogeoforma (depósito) y podrían ser aportados por eventos erosivos. En el páramo de Frontino, los minerales de mayor utilidad para detectar las tefras son
Figura 29. Capas de ceniza de la cuenca Llano Grande.
Arriba: tefra Salamina (1). Abajo: tefras basales (2, 3 y 4). Techo de ambos núcleos a la izquierda.
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el vidrio volcánico de textura escoriácea, el ortopiroxeno y la oxihornblenda. En la Figura 32 se muestran las variaciones de estos tres minerales a lo largo de algunos sectores del
núcleo Llano Grande 2; se destaca claramente la tefra Salamina en el intervalo 408 cm y otros pulsos en la base del sedimento.
Figura 30. Análisis de los sólidos no combustibles en la tefra Salamina.
Figura 31. Composición mineralógica de la tefra Salamina. 96
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Figura 32. Presencia de minerales diagnósticos de tefras a lo largo de algunos sectores del núcleo Llano Grande 2. En las distintas perforaciones que se han realizado en el Páramo de Frontino, se reconocen claramente tres eventos volcánicos; un primer evento perteneciente al Holoceno superior generalmente ocupa la posición más somera en los sedimentos y se distingue visualmente como una capa discreta a profundidades cercanas a 160 cm en el complejo lagunar de Puente Largo, pero normalmente en otros humedales del páramo se observa solo como una microtefra a través del análisis microscópico como sucede en el caso de la turbera Llano Grande 2, a una profundidad de 154 cm. Un segundo evento volcánico, perteneciente al Holoceno medio, consiste en una capa más espesa y definida en los sedimentos de turberas de este páramo; por ejemplo en la turbera de Puente Largo se localiza entre 238 y 241 cm. de profundidad y en la turbera de Llano Grande a 408 cm. de profundidad. La discrepancia en la profundidad entre los dos sitios es debida a un extenso hiato que se presenta en Puente Largo a 175 cm de
profundidad. En la turbera de Llano Grande, esta capa se distingue macroscópicamente entre 404 y 409 cm de profundidad como un estrato bien definido de color amarillento que contrasta fuertemente con los estratos orgánicos vecinos. La capa tiene un inicio gradual desde la base y culmina abruptamente en el techo, presentando al menos cinco laminaciones internas de materia orgánica (Figura 32). Usualmente capas de tefras en tamaño de polvo fino de un grosor de decímetros y tan alejadas de los centros volcánicos, corresponden normalmente con eventos explosivos de gran magnitud y de carácter destructivo en los propios centros volcánicos que les han dado origen y por lo tanto se correlacionan con actividades tales como colapsos de calderas, de domos o de conos volcánicos y sus productos piroclásticos gemelos son flujos e ignimbritas. La presencia de las láminas orgánicas internas en esta tefra indica que durante el racimo de erupciones hubo periodos muy cortos de reposo o con erupciones más débiles que no llegaron hasta el propio páramo de Frontino. 97
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Aunque el inicio y terminación de este episodio volcánico, se evidencia claramente por el brusco incremento en los sólidos no incinerables, lo más importante de este tipo de evidencia es que insinúa la presencia de dos pulsos eruptivos distintos y consecutivos; el inicial más intenso, entre 413 y 405 cm. y un segundo más débil entre 405 y 400 cm. Este hecho ayuda a corroborar su correlación con la tefra Salamina que consta igualmente de dos capas en las áreas más próximas al centro eruptivo. Una observación inicial al microscopio petrográfico de la tefra Salamina (Figura 31), confirma la presencia de los dos pulsos eruptivos, e igualmente en las muestras subsiguientes se detectan epiclastos, principalmente vidrio y feldespato, debidos al aporte erosivo de sus minerales desde la cuenca hacía la turbera. En esta capa de tefra, no existen diferencias muy notorias en el tipo de minerales que le corresponden a cada uno de los dos pulsos explosivos, lo cual indica la presencia de un mismo tipo de magma y por lo tanto, de un solo centro eruptivo. Las primeras evidencias de su iniciación se detectan ya en la muestra 414 (que corresponde a una profundidad de 414 cm en el perfil) con escasos vidrios de textura escoriácea y unos pocos feldespatos que se vuelven gradualmente más abundantes hacia el techo; en la muestra 410 los minerales félsicos aumentaron al tamaño medio y están acompañados de algunos minerales máficos. La máxima proporción relativa de máficos y de tamaño medio se logra en la muestra 408 para luego decrecer de forma monótona en la misma forma que se inició hasta su final en la muestra 405. Lo más característico de este evento es el vidrio volcánico incoloro con texturas desde escoriáceas hasta fuertemente fluida, estas esquirlas normalmente están acompañadas por dos ortopiroxenos uno de los cuales tiene pleocroismo pálido normal y el otro desde 98
verde-pardo hasta pardo muy oscuro. En general, existen otros fenocristales recubiertos parcialmente con una corona de vidrio por lo que se consideran comagmáticos con aquel, entre los que figuran augita, oxihornblenda, ilmeno-magnetita, plagioclasa, sanidina y algunos líticos. Una temprana fase de volcanismo explosivo asignable al Tardiglacial solamente ha sido detectada en los sedimentos de las perforaciones realizadas en la turbera Llano Grande 2 y muy cerca a la base rocosa de la cuenca. En su mejor exposición (perforación Llano Grande 4) este evento consta de tres capas blanquecinas (Figura 29) repartidas en un espesor menor de 25 centímetros y sus espesores respectivos disminuyen gradualmente hacia el techo; la capa basal alcanza los tres cm, la capa media tiene 1 cm y la capa del techo solo tiene 0.5 cm. En la perforación Llano Grande 2, la capa basal de este evento se reconoce claramente en la descripción de campo como una delgada lámina de un centímetro de espesor y de color amarillo centrada en 1180 cm de profundidad y con límites poco definidos en el techo y en la base respecto a los materiales de color café (marrón) que la rodean. La fase explosiva completa, se expresa como un contenido elevado de sólidos no incinerables desde el nivel 1182 hasta 1179 cm., con respecto a los lodos orgánicos vecinos. A nivel mineralógico, esta ceniza está dominada por los félsicos, especialmente un vidrio volcánico escoriáceo hasta fluido, feldespatos y cuarzo, mientras que los máficos están representados por augita verde-verde parduzco, biotita parda y contiene trazas de un ortopiroxeno verdoso (Figura 32). DISCUSIÓN Y CONSIDERACIONES FINALES La correlación de eventos volcánicos a distancias muy alejadas de los centros
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eruptivos es difícil por la segregación mineralógica que sufren las nubes de erupción a medida que se alejan de su punto de origen, por eso y para reducir la incertidumbre en estas correlaciónes se debe disponer de levantamientos de tefras a distintas distancias. Afortunadamente para el caso de la cadena volcánica marcada por el eje Machin- Cerro Bravo, se dispone de levantamientos estratigráficos en los centros eruptivos (Herd, 1982; Thouret et al., 1995, 1996) y en algunas zonas intermedias del Norte de los departamentos de Caldas y Antioquia (Parra et al., 1991; Toro, 1999 y Flórez, 2000) entre otros. La tefra más somera es sincrónica con eventos explosivos que sucedieron en el complejo Ruíz-Tolima (Thouret et al., 1995, 1996) y la correspondencia más cercana parece ser una capa de pumitas producto de una erupción de tipo pliniano denominada Unidad II (fase eruptiva Encanto II) y la cual habría sido producida por el volcán Tolima en la cordillera Central hace alrededor de 3620 años 14C AP. Tal correlación parece estar confirmada por la mineralogía y las edades interpoladas en los núcleos Puente Largo (3612 años 14C AP) y Llano Grande 2 (3254 años 14C AP). Esta capa constituye un marcador muy bien definido e importante para el Holoceno superior (Thouret et al., 1995, 1996). La segunda y más espesa de las tres capas se puede correlacionar con la secuencia Salamina tal como fue definida por Parra et al. (1991) y posteriormente ampliada en sus detalles por Flórez (2000), para los pueblos del Norte del departamento de Caldas y Antioquia. En la sección tipo descrita en San Félix, departamento de Caldas y en sus alrededores, esta tefra se observa como un conjunto espeso (cerca de 100 cm.) constituido por dos capas de color amarillo a pardo, separadas entre sí por un horizonte plácico, siendo la inferior de granulometría
más gruesa. A nivel mineralógico, la secuencia se caracteriza por sanidina, hornblenda verde, dos ortopiroxenos uno verde y otro pardo y vidrio escoriáceo. En la localidad tipo una datación por radiocarbono sobre carbón vegetal, inmediatamente encima de esta tefra dio una edad de 6330±270 años 14 C AP. La mineralogía y la edad estimada en el núcleo Llano Grande (6550 años 14C AP) corresponden claramente con los de esta secuencia. En el núcleo Puente Largo la edad de esta tefra parece ser algo mayor (7250 años 14C AP), pero este núcleo ha sufrido compresión diferencial debido a su recuperación con la sonda Dachnovsky y posee un hiato erosivo por lo cual esta edad se puede considerar más cercana a 6500 años 14 C AP. La secuencia Salamina es la erupción más notable del Holoceno medio y ha sido adscrita por Flórez (2000) al Volcán Cerro Bravo coincidiendo en este sentido con Herd (1982), quien describe para este mismo volcán una intensa actividad volcánica centrada en 6250 años 14C AP. En Thouret et al. (1995) se describe una capa de pumitas en las faldas del volcán Tolima con una edad entre 6245 y 6205 años 14C AP y perteneciente a la fase eruptiva Mesetas IV y parecen asignarla a este centro volcánico. Con respecto a las tres tefras más antiguas (alrededor de 13000 años 14C BP) del núcleo Llano Grande, no es posible en el momento establecer alguna correlación cierta con los eventos del Macizo RuízTolima, pero cronológicamente se pueden asimilar tentativamente con las etapas eruptiva denominadas Canalones y Romerales (Thouret et al., 1995). Al observar la estratigrafía en los propios centros volcánicos, ambas etapas eruptivas están representadas por piroclastos gruesos separados entre sí por una turba datada en 11490 años 14C AP, que sugiere que la capa más gruesa y basal de Llano Grande 4 podría 99
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corresponder con Romerales VI y las dos capas más delgadas con Canalones V. LITERATURA CITADA ANDRIESSEN, P.A.M., K.F. HELMENS, H. HOOGHMESTRA, P.A. RIEZEBOS & T. VAN DER HAMMEN. 1993. Absolute chronology of the Pliocene-Quaternary sediment sequence of the Bogotá area, Colombia, Quat. Sci. Rev., 12:483-501. FLÓREZ, M.T. 1987. Litoestratigrafía y pedogénesis de las tefras de Sonsón, La Unión y San Diego, Universidad Nacional, Facultad de Minas, Tesis de Pregrado, Medellín, 260 pp. FLÓREZ, M.T. 2000. Génesis de paleosuelos ándicos a partir del estudio de pedocomponentes, Universidad Nacional, Facultad de Minas, Tesis de Maestría, Medellín, 260 pp. HERD, D.G. 1982. Glacial and volcanic geology of the Ruiz-Tolima volcanic complex, Cordillera Central, Colombia, Publ. Geol. Esp. Ingeominas, Bogotá, 8: 1-48 pp. HOOGHIEMSTRA, H. 1984. Vegetational and climatic history of the high plain of Bogotá, Colombia: A continuous record of the last 3.5 million years. Dissertationes Botanicae, 79, 368 pp., J. Cramer, Vaduz. JARAMILLO, A. 1998. Registro palinológico de una de las turberas del complejo lagunar de Puentelargo, Páramo de Frontino, Cordillera Occidental Colombiana, Tesis M. Sci., Universidad de Antioquia, Medellín, 354 paginas. PARRA, L.N., L.H. GONZÁLEZ & M.T. FLÓREZ. 1991. Lito y Pedoestratigrafía preliminar para las tefras del Norte de la Cordillera Central Colombiana, Boletín Ciencias de la Tierra, N.10:41-73. Medellín
100
PARRA, L.N. & A. JARAMILLO. 1999. Análisis polínico del núcleo Puentelargo, Páramo de Frontino, En C. Velásquez, L. N. Parra, J. O. Rangel-Ch, C. Ariza (Eds), Tardiglacial y Holoceno del Norte de la Cordillera Occidental de Colombia, Editorial Gráficas Montoya, Medellín, pp. 137-145. RIEZEBOS, P.A. 1978. Petrographic aspects of a séquense of Quaternary Volcanic ashes from the Laguna de Fuquene area, Colombia and their stratigraphic significance, Quaternary Research, 10: 401-424. SHANE, P. 2000. Tephrochronology: a New Zeland case study, Earth-Science Reviews, 49: 223-259. THOURET J.C, J.M CANTAGREL, C. ROBIN, A. MURCIA; R. SALINAS, H. CEPEDA. 1995. Quaternary eruptive history and hazardzone model at Nevado del Tolima and Cerro Machin volcanoes, Colombia, Journal of Volcanology And Geothermal Research, 66, 397-426 pp. THOURET, J.C., T. VAN DER HAMMEN & B. SALOMONS. 1996. Paleoenvironmental changes and glacial stades of the last 50000 years in the Cordillera Central, Colombia, Quaternary Research, 46, 1-18 pp. TORO, G. 1999. Tephrochronologie de la Colombie Centrale (Département d’Antioquia et abanico de Pereira)-Une approche stratigraphique, géochimique, minerallogique et géochronologique (par 14C et traces de fission), These docteur de L’Univerite Joseph Fourier, Grenoble, 299 pp. TURNEY, C.S. 1998. Extraction of rhyolitic component of Vedde microtephra from minerogenic lake sediments, Journal of Paleolimnology, 19:199-206.