Informe de la Cartografía Geológica y Geomorfológica (1:25:000) de la Cuenca del Lago Atitlán

INFORME COMPLEMENTARIO DE LA CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA Y GEOMORFOLÓGICA (1:25.000) DE LA CUENCA DEL LAGO ATITLÁN (GUATEMALA)

Laura Núñez Álvarez (Geóloga) Vanessa Martínez Cobo (Geóloga)

Informe complementario de la cartografía geológica y geomorfológica (1:25,000) de la cuenca del Lago Atitlán (Guatemala) Autora: Laura Núñez Álvarez (Geólogos del Mundo) y Vanessa Martínez Cobo (Geólogos del Mundo) Revisión: Miguel Á. Hernández (Geólogos del Mundo)

Para Proyecto Gestión Ambiental y de Riesgos en la Cuenca del Lago Atitlán –GARICLA‐ Geólogos del Mundo y Asociación Vivamos Mejor Financiado por: Agencia Española de Cooperación Internacional

Se permite su difusión y reproducción siempre que se cite la fuente:

L. Núñez Álvarez, V. Martínez Cobo (2011). Informe complementario de la cartografía geológica y geomorfológica (1:25,000) de la cuenca del Lago Atitlán (Guatemala)

Diseño de interior: Laura Núñez Alvárez Diseño de portada: Laura Núñez Alvárez Imagen de portada: Mapa geológico y geomorfológico (1:25,000) de la cuenca del lago Atitlán.

Geólogos del Mundo y Asociación Vivamos Mejor Calle de los Salpores 0‐83 Z.3 Barrio Jucanyá, Panajachel, Sololá 77620159/60

Informe complementario de la cartografía geológica y geomorfológica (1:25.000), de la Cuenca del Lago Atitlán (Guatemala)

ÍNDICE 1.

Introducción ........................................................................................................................... 3

2.

Antecedentes.......................................................................................................................... 4

3.

Metodología ........................................................................................................................... 5

4.

5.

6.

7.

3.1.

Metodología mapa geológico ............................................................................................ 5

3.2.

Metodología mapa geomorfológico ................................................................................... 6

Geología de la Cuenca del Lago Atitlán...................................................................................... 8 4.1.

Encuadre geoestructural regional ..................................................................................... 8

4.2.

Procesos de formación de las calderas volcánicas de Atitlán ................................................ 9

4.3.

Características fisiográficas de la Cuenca del Lago Atitlán ................................................. 10

4.4.

Historia Geológica del Lago Atitlán .................................................................................. 11

Cartografía Geológica ............................................................................................................ 15 5.1.

Procesos y unidades litológicas asociadas al ciclo Atitlán I: ............................................... 15

5.2.

Procesos y unidades litológicas asociados ciclo Atitlán II: .................................................. 18

5.3.

Procesos y unidades litológicas originadas durante el ciclo Atitlán III: ................................ 26

Cartografía Geomorfológica.................................................................................................... 32 6.1.

Características geomorfológicas de la Cuenca del Lago Atitlán ........................................... 32

6.2.

Unidades geomorfológicas ............................................................................................. 34

6.2.1.

Formas asociadas a procesos endógenos ................................................................. 34

6.2.2.

Formas asociadas a procesos exógenos ................................................................... 39

Referencias .......................................................................................................................... 50

Anexo. Descripción de muestras ..................................................................................................... 54

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1.

Introducción

El presente informe complementa la cartografía geológica y geomorfológica a escala 1:25.000 de la Cuenca del Lago Atitlán, elaborada por Geólogos del Mundo (GM) en colaboración con Asociación Vivamos Mejor (AVM), dentro del marco del proyecto Gestión Ambiental y de Riesgos en la Cuenca del Lago Atitlán (GARICLA), financiado por la Agencia Española de Cooperación Internacional (AECID).

La cartografía geológica y geomorfológica es útil y necesaria en investigaciones relativas a las ciencias de la tierra y en muchas de las actividades humanas relacionadas con ellas. El reciente interés por la geología y geomorfología en Guatemala deriva específicamente de esta necesidad y utilidad, pues, como consecuencia de la expansión demográfica, entran en consideración todos aquellos problemas relacionados con la geología epidérmica: riesgos, hidrogeología, ordenación del territorio, erosión, obras públicas, urbanismo, medio ambiente, contaminación de suelos y aguas subterráneas, agricultura, etc. Estas aplicaciones de la geología superficial necesitan de una infraestructura cartográfica básica, que es lo que proporcionan los mapas geológicos y geomorfológicos detallados.

La propuesta de la cartografía geológica y geomorfológica de la Cuenca del Lago Atitlán, a escala 1:25.000, se enmarca dentro de la primera fase del proyecto GARICLA y nace de la confluencia entre dos puntos clave: por un lado la necesidad de estudios técnicos en la gestión del riesgo (reflejado en el Plan Estratégico Territorial (PET) de la cuenca de Atitlán), y por otro la experiencia de Geólogos del Mundo en la gestión del riesgo en Centroamérica.

Dentro del programa específico del PET se establecen las bases del Programa de Recursos Naturales en el que se establece la prioridad sectorial de Gestión de Riesgos como base para una vida segura. Sin embargo, no existía una cartografía de detalle para la actuación de dicha prioridad. De este modo, las líneas de trabajo del proyecto se insertan dentro de dos ejes principales: la organización institucional y las cartografías (geológica y geomorfológica de detalle).

De este modo, el proyecto GARICLA nace con el objetivo de fortalecer las entidades locales, mancomunidades y alcaldías, en el marco de la gestión del riesgo con un enfoque de cuenca de la laguna cratérica de Atitlán. Este fortalecimiento se establece mediante la generación de herramientas que permiten la elaboración de estudios técnicos que conformen el tejido para la aplicación en las políticas de riesgo y ordenamiento territorial sostenible. Dicha cartografía, elaborada entre enero de 2010 y julio de 2011, tiene los siguientes resultados: -

Cartografía geológica de la Cuenca del Lago Atitlán, a escala 1:25.000; en formato digital (shapes) y 4 hojas, tamaño A1.

-

Cartografía geomorflógica de la Cuenca del Lago Atitlán, a escala 1:25.000; en formato digital (shapes) y 4 hojas, tamaño A1.

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2.

Antecedentes

Los estudios sobre el origen de la cuenca del lago Atitlán se remontan al siglo pasado, cuando Dollfus, Montserrat (1868) y Sapper (1894, 1925) llegaron a la conclusión de que el lago de Atitlán se formó debido a los flujos de lava del volcán Atitlán y Tolimán que drenaron desde la zona sureste de la cuenca. Anderson (1908) consideró la cuenca como un gran cráter, Atwood (1933) postuló que la formación la cuenca tuvo lugar por el colapso de un gran cono central, y Williams (1960a, b) consideró la formación de la caldera debido a la migración gradual del magma que alimentaba los estratovolcanes del Cuaternario, no consideró la pre-existencia de un cono central.

Otros geólogos como Termer (1936), Dozy (1949), y Meyer-Abich (1956), señalaron que la zona suroeste de la caldera es paralela a un sistema de fallas regionales y postuló que la cuenca es una “depresión volcánico-tectónica”. Posteriormente Koch y McLean (1975) estudiaron la estratigrafía de la tefra de la región entre el Lago de Atitlán y la ciudad de Guatemala, le asignaron una letra a cada gran unidad de tefra, y concluyeron que la gran erupción “H” tuvo lugar en la región del Lago Atitlán.

Williams y McBirney (1979) mantienen la idea inicial de Williams pero remarcando la idea de Atitlán, como ejemplo de caldera de subsidencia. Hahn et al. (1979) renombraron formalmente la combinación de tefra “H” y de los depósitos de ceniza “H”, de los Chocoyos. Hahn et aI. (1979) y Drexler et aI. (1980) proporcionaron nuevas evidencias de que el material relacionado con la erupción de los Chocoyos provino de la región del Lago Atitlán, y dedujo que a esta erupción le siguió el colapso que dio lugar a la cuenca actual.

A finales de los años 70, C.G. Newhall y estudiantes de Dartmouth College, realizaron estudios geólogicos, para todas las áreas del lago, excepto en la zona del suroeste, (Newhall 1986) (Clohan y Reynolds, 1977; Eggert y Lea, 1978; Holekamp et al, 1978;.

Hughes, 1978; Ide et al, 1979;. Gardner y von Eschen, 1980; Griffith y Jackson, 1980; Newhall, 1980; Rose et al, 1980;. Penfield et al, 1986;.. Newhall et al, en prensa a, b,). Así mismo, Williams (1960a) y Bonis et aI. (1970) realizaron un mapa de la zona suroeste del lago. Del mismo modo, se han realizado varios estudios adicionales: estudios petrológicos de andesitas y lavas basálticas cuaternarias de los volcanes Atitlán, Tolimán y San Pedro (Woodruff et aI., 1979, Rose et al, 1980); estudios isotópicos sobre estroncio de rocas plutónicas y volcánicas de centro America, entre ellas varias muestras de la región del Lago Atitlán (Pushkar, 1968;. Pushkar et al, 1972, Rose et al, 1979;. Fultz, 1979), y un estudio general de la estratigrafía volcánica terciaria del norte de América Central, incluyendo la región del lago Atitlán (Reynolds, 1980).

Finalmente, en los años 80, S. Bonis editó el levantamiento geológico realizado por C.G. Newhall y estudiantes del de Dartmouth College. Ya en el año 2000, S. Bonis y el Instituto Geográfico Nacional de Guatemala (IGN) publicaron la hoja cartográfica 1:50.000 (1960 II) de Sololà, mediante un programa colaborativo entre éste y el Dartmouth College.

Por lo tanto, la cartografía geológica y el presente informe se han basado en el mapa editado por S. Bonis, así como en algunos de los artículos citados anteriormente. Por último, cabe resaltar que no existen antecedentes de estudios e información geomorfológica en la cuenca del lago Atitlán, por lo tanto el proyecto GARICLA siembra un precedente en lo que a dicha disciplina se refiere.

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3.

Metodología

La cartografía sistemática de los mapas geológico y geomorfológico de la Cuenca del Lago Atitlán a escala 1:25.000, implica procesos de elaboración conjunta. La aportación recíproca de ambos mapas es muy importante. Básicamente, el mapa geológico proporciona al mapa geomorfológico toda la base litológica y morfoestructural, mientras que el mapa geomorfológico suministra al mapa geológico todo aquello relacionado con la morfolología de superficie.

Este planeamiento supone la realización de ambos mapas de forma coordinada, y si bien, algunas actividades son independientes, otras es conveniente realizarlas conjuntamente.

En cualquier caso, aunque cada mapa requiere un proceso de elaboración propio, la metodología que se ha seguido ha sido similar en ambos mapas, y se ha basado en la metodología seguida para la elaboración del mapa geomorfológico de España (MartínSerrano, A. 2005) elaborado por el IGME (Instituto Geológico y Minero de España).

3.1. Metodología mapa geológico Para la elaboración el mapa geológico el procedimiento seguido fue el siguiente: -

-

Búsqueda y preparación de información previa: o

Información bibliográfica.

o

Base topográfica y modelo digital del terreno.

o

Mapa geológico (1:50.000, Hoja 1960 II Sololá).

o

Otros mapas temáticos existentes (pendientes, orientaciones, etc).

o

Ortofotos a escala 1:10.000.

o

Fotografías aéreas estereoscópicas a escala 1:40.000 y 1:60.000.

Realización del mapa: o

Análisis de la información previa. Lectura del mapa geológico. Estudio y revisión de otros mapas temáticos existentes. Análisis y traducción bibliográfica.

o

Síntesis del mapa geológico (1:50.000 Hoja 1960 II Sololá) con el propósito de laborar la base litológica. Preparación de la base litológica del mapa.

o

Localización del contexto geológico y morfoestructural de la cuenca.

o

Fotointerpretación.

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-

o

Transferencia de datos plasmados en el estudio fotogeológico a una base topográfica digital. Elaboración y dibujo del mapa geológico provisional digital (escala 1:10.000).

o

Verificación y toma de datos en campo. Observación, descripción de litologías (características mineralógicas, estructurales, geotécnicas, etc) y representación de formaciones superficiales y recientes.

o

Toma de muestras (358 muestras).

o

Selección y clasificación de muestras para análisis petrográficos (99 muestras seleccionadas).

o

Análisis de muestras (las muestras seleccionadas fueron enviadas al Centro Universitario del Norte (CUNOR), perteneciente la Universidad San Carlos de Guatemala, para su análisis petrográfico correspondiente).

o

Análisis de resultados petrográficos.

o

Segunda fotointerpretación, con el objeto de solventar dudas surgidas en campo.

o

Elaboración y digitalización de mapa geológico definitivo.

o

Segunda validación en campo complementaria, en los necesarios (zonas dudosas o zonas concretas que no se visitaron en la primera validación).

o

Incorporación de datos al mapa.

Edición, informe y bases de datos: o

Preparación de la documentación necesaria para la creación de bases de datos correspondientes a las formaciones geológicas.

o

Digitalización y tratamiento informático definitivo.

o

Edición de mapas.

o

Realización de cortes geológicos.

o

Redacción del informe explicativo.

3.2. Metodología mapa geomorfológico Para la elaboración el mapa geomorfológico el procedimiento seguido fue el siguiente: -

Búsqueda y preparación de información previa: o

Información bibliográfica.

o

Base topográfica y modelo digital del terreno.

o

Mapa geológico (mapa 1:25.000 y mapa 1:50.000, Hoja 1960 II Sololá).

o

Otros mapas temáticos existentes (pendientes, orientaciones, etc).

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-

-

o

Ortofotos a escala 1:10.000.

o

Fotografías aéreas estereoscópicas a escala 1:40.000 y 1:60.000.

Realización del mapa: o

Análisis de la información previa. Lectura del mapa geológico. Estudio y revisión de otros mapas temáticos existentes.

o

Localización del contexto morfoestructural de la cuenca.

o

Fotointerpretación.

o

Transferencia de datos plasmados en el estudio fotogeomorfológico a una base topográfica digital. Elaboración y dibujo del mapa geomorfológico provisional digital (escala 1:10.000).

o

Verificación y toma de datos en campo. Observación, descripción y representación de elementos geomorfológicos y depósitos o formaciones superficiales y recientes.

o

Segunda fotointerpretación, con el objeto de solventar dudas surgidas en campo.

o

Elaboración y digitalización de mapa geomorfológico definitivo.

o

Segunda validación en campo complementaria, en los casos necesarios (zonas dudosas o zonas concretas que no se visitaron en la primera validación).

o

Incorporación de datos al mapa.

Edición, informa y bases de dato: o

Preparación de la documentación necesaria para la creación de bases de datos correspondientes a las formaciones y elementos geomorfológicos.

o

Digitalización y tratamiento informático definitivo.

o

Edición de mapas.

o

Redacción del informe explicativo.

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4.

Geología de la Cuenca del Lago Atitlán

4.1. Encuadre geoestructural regional El altiplano Guatemalteco se encuentra conformado por 1000-2000 m Terciarias y Cuaternarias, brechas de piroclastos y flujos de lava, sedimentarias localmente distribuidas por encima de plutones de grano pequeñas zonas metamórficas. Y 30 km al noreste del Lago Atitlán afloran extensiones de calizas cretácicas (Newhall, 1986).

de lavas y rocas grueso y pequeñas

La cuenca del lago Atitlán se encuentra limitada en su margen sur por una cadena de estratovolcanes andesíticos y basálticos activos. Las unidades de tefra cuaternarias, las cuales cubren la mayoría de las zonas altas de la cuenca, raramente superan los 15 metros de espesor en una misma localidad. Sin embargo, los depósitos de ceniza no consolidados del cuaternario rellenaron la mayoría de las cuencas occidentales del altiplano Guatemalteco y en algunos lugares alcanzan espesores de más de 200 m (Newhall, 1986).

Desde el punto de vista estructural, el plegamiento de las zonas volcánicas más elevadas es secundario y se limita a la deformación local a través de las zonas de falla y en algunos pliegues generales (Williams, 1960a). La tendencia de las zonas de falla generales son: -

A N45-60W and N30-60E, tendencia tanto en dirección destral como sinestral.

-

Una tendencia N-S que provoca fracturas por tensión y grabens que controlan las lineaciones volcánicas y los cursos de algunos ríos.

-

Una tendencia de fracturas de dirección E-W, 20 km al norte del área de estudio, que podría relacionarse con el movimiento hacia el este del movimiento relativo de la placa del Caribe hacía la placa Norte Americana.

Estos tres comportamientos de las fallas regionales corresponden a los patrones de fallas descritas en otras partes de Guatemala por Stoiber y Carr (1973), Carr (1976), Plafket (1976), Schwartz et aI. (1979), and Burkart and Self (1985).

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4.2. Procesos de formación de las calderas volcánicas de Atitlán Los procesos de formación de las calderas de Atitlán se encuentran asociados a un vulcanismo de zona de subducción, donde la litosfera fría del océano Pacifico se hunde por debajo de la corteza continental en la que se encuentra ubicada la región de lago de Atitlán.

El factor crítico en este proceso es el agua, ya que la placa oceánica subducida contiene minerales hidratados (que han sido incorporados a ella mediante interacción con el agua de mar en procesos hidrotermales). Estos minerales (cloritas, anfíboles y serpentinitas) se deshidratan (liberando agua) a medida que se va calentando la parte superior de la placa oceánica en el Figura. 1. Vulcanismo en zona de subducción mecanismo de subducción (Fig. 1). De esta manera, la (Fuente: R.Dionisio). presencia de agua provoca una disminución drástica del punto de fusión en los materiales silicatados tanto en la placa subducida como en la suprayacente (Sparks, 1993) generándose así un magma basáltico (básico).

Por un lado, los magmas basálticos (que poseen una menor viscosidad y por lo tanto son más fluidos) ascendieron a través de fracturas, saliendo al exterior y fluyendo en forma de coladas de lava, dando lugar a grandes edificios volcánicos (denominados estratovolcanes) como los que se observan actualmente (San Pedro, Atitlán y Tolimán) y otros estratovolcanes antiguos que actualmente se encuentran erosionados (Tecolote, Paquisis y San Marcos).

Por otro lado, estos magmas basálticos (básico) se fueron diferenciando y fueron fundiendo el material silíceo de la corteza continental, generando un volumen creciente de magma ácido, que fue ascendiendo progresivamente. En algunos casos este magma acido no llegó a ser expulsado al exterior y se enfrió en el interior de la corteza dando lugar a plutones superficiales graníticos, que se pueden observar en la zona sur y suroeste del lago, como por ejemplo en la bahía de Santiago y en San Juan la Laguna, etc. En otros casos, este gran volumen de magma acido, que posee una alta viscosidad (alta resistencia a fluir), fue expulsado de manera explosiva, dando lugar a grandes columnas eruptivas de material piroclástico, lo que dejo un gran espacio vacío, que provocó el colapso de las paredes adyacentes a la cámara magmática, generándose así las calderas volcánicas (como la que existe actualmente).

Según Newhall et all. este proceso tuvo lugar en tres ocasiones generando tres grandes calderas volcánicas, desde hace 14 Ma. Dicho autor cree que un periodo de 14 Ma es un periodo inusualmente largo, lo que se justifica por un atípico escenario tectónico con un amplio suministro de magma basáltico y calor, y un leve cambio relativo de la fuente de calor de la corteza, dentro de las cuales las intrusiones de magma basáltico no se reducen a fracciones silíceas poco fundidas (Newhall, 1986).

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4.3. Características fisiográficas de la Cuenca del Lago Atitlán Por lo tanto, el lago Atitlán es un espectacular escalón de hundimiento de caldera en el altiplano guatemalteco, coronado por tres jóvenes volcanes andesíticos (Atitlán, Tolimán y San Pedro) que crecen en la margen sur de la actual caldera. Su rasgo predominante es un volcanismo que a través de su historia ha generado edificios volcánicos y varias calderas. Estos eventos dictan su entorno geográfico actual y la configuración de las cuencas hidrográficas (Newhall, 1986).

Las alturas de la cuenca varían desde los 1562 metros en las orillas del lago, hasta los 3535 metros en la cima del volcán Atitlán.

El terreno es típicamente escarpado con pendientes predominantes de más de 30º y de 200 a 500 metros de profundidad en algunos cañones fluviales.

La cuenca del lago Atitlán limita al norte con la cuenca del Río Motagua, al este con la Cuenca del Río Madre Vieja y al sur y oeste con la Cuenca del Río Nahualate.

El área de la Cuenca alcanza los 541 km2, en los que la lámina de agua lacustre ocupa una superficie de 2 aproximadamente 130 km , con una profundidad máxima de 324m, y una profundidad promedio de 188m.

Numerosos cursos fluviales, tanto estacionales como permanentes, además de los ríos principales, Quiscab y San Francisco (también llamado Panajachel), depositan sus aguas en el Lago de Atitlán. La subcuenca del Río Quiscab Figura 2. MDT Cuenca Atitlán. posee una longitud de 22.25 km, cubriendo un área de 100 km2 y la cuenda del Río San Francisco alcanza 15.6 km de longitud y un área de 75 km2 (PMRUMCLA). Según el informe técnico 02-82 del INDE, el caudal medio anual del río Quiscab es de 1.91m3/seg y el del río San Francisco es de 0.53 m3/seg.

El actual lago de Atitlán y su entorno volcánico se han formado en tiempo geológicamente reciente, dentro del último ciclo volcánico que ha estado en proceso durante los últimos ciento cincuenta mil años. Por la cronología disponible, se debe considerar Atitlán como activo y podría ser un sitio de futuras erupciones (Newhall, 1986).

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4.4. Historia Geológica del Lago Atitlán La región del lago de Atitlán se ha formado a partir de 3 ciclos volcánicos que comenzaron hace 14 m.a y que conllevan el crecimiento de estratovolcanes, diversas erupciones silíceas y formaciones de caldera (Newhall, 1986).

Cada ciclo empieza con la intrusión de magma máfico (básico) e intermedio, que da lugar al crecimiento de estratovolcanes, en lo que posteriormente será el borde de la caldera I. Mientras están creciendo estos estratovolcanes, por debajo de ellos, se están formando plutones silíceos, parte de los cuales entran en erupción esporádicamente, dando lugar a la expulsión de pequeños volúmenes de cenizas silíceas, (que posteriormente formarán tobas volcánicas).

Estos plutones silíceos pueden llegar a convertirse en un gran cuerpo de magma silíceo cerca de la superficie. Este gran cuerpo de magma alcanza las condiciones de presión y temperatura necesaria y entra en erupción de manera explosiva, como un gran flujo de ceniza volcánica (si éstas se encuentra incandescentes en el momento de su deposición, se funden formando tobas). La expulsión de este volumen de magma, deja un espacio vacío, que provoca el colapso de las paredes y formación de la caldera volcánica.

Después del colapso y formación de la caldera, comienza un periodo de menor actividad volcánica, en el que dominan los procesos de erosión y sedimentación y, por lo tanto, comienza a rellenarse de la caldera.

Los primeros sedimentos de relleno se encuentran derivados de la erosión de las tobas jóvenes, y más tarde sedimentos retrabajados, así como depósitos de los estratovolcanes y adicionalmente por flujos de ceniza silíceas (que pueden ser expulsados esporádicamente). En consecuencia, cada caldera es rellenada por sedimentos ricos en materiales relacionados con la caldera y con los materiales jóvenes del siguiente ciclo volcánico.

N

Figura 3. Ilustración calderas de Atitlán. Fuente: R. Dionisio.

De este modo, termina cada ciclo volcánico y comienza el siguiente con la nueva intrusión de magma básico e intermedio, y por lo tanto con el crecimiento de nuevos estratovolcanes.

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A continuación se resumen los 3 ciclos ocurridos en la cuenca del lago Atitlán y posteriormente se describirá cada uno, con sus unidades litológicas asociadas: Primer ciclo (14-11 Ma): -

Crecimiento de estratovolcanes andesíticos con la intrusión de magma básico e intermedio. Aunque los estratovolcanes del ciclo Atitlán I no están expuestos en la actualidad, su existencia ha sido demostrada y probada por xenolitos presentes en las tobas de flujos de cenizas silíceas (Newhall, 1986).

-

Formación de un gran plutón silíceo, parte del cual será expulsado como cenizas silíceas (en la siguiente fase) y, parte será enfriado en el interior, dando lugar a los granitos de la Bahía de Santiago.

-

Gran erupción de flujos y cenizas silíceos de la serie María Tecún, que dio lugar a la cordillera del mismo nombre, al norte de la cuenca actual.

-

Colapso y formación de de la caldera Atitlán I. Al vaciarse la cámara magmática, el techo de ésta colapsa, dando lugar a la caldera Atitlán I, ubicada al norte de la caldera actual (Fig.2).

-

Relleno de la caldera Atitlán I. Comienzan los procesos de erosión y relleno de la caldera I, dando lugar a los denominados Sedimentos de Relleno de Caldera I.

Segundo ciclo (10-8 Ma): -

Crecimiento de estratovolcanes andesíticos. Estos estratovolcanes se evidencian en los cerros de lavas andesíticas, al este de la cuenca (San Antonio Palopó) que se encuentran cubiertos de depósitos piroclásticos posteriores.

-

Formación de un plutón silíceo, parte del cual será expulsado como cenizas silíceas (en la siguiente fase) y, parte será enfriado en el interior dando lugar a los granitos de suroeste de la cuenca (San Juan La laguna y San Pablo La Laguna).

-

Erupción de flujos y cenizas silíceos engloba la erupción de cenizas y flujos de la serie San Jorge, serie El Adelanto, serie Panajachel, y las series de erupción de cenizas Catarata Inferior y Catarata Superior.

-

Colapso y formación de la caldera Atitlán II, Al vaciarse la cámara magmática, el techo de ésta colapsa, dando lugar a la caldera Atitlán II, ubicada al entre la caldera III y la I (Fig. 2 y 3). Inyecciones de estado tardío de diques anulares.

-

Relleno de la caldera Atitlán II. Comienzan los procesos de erosión y relleno de la caldera II, dando lugar a los denominados Sedimentos de Relleno de Caldera II.

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El tercer ciclo (1-0 Ma): -

Crecimiento de estratovolcanes cuaternarios andesíticos: Volcán Tecolote (en San José Chacayá), Volcán San Marcos (Parte de lo que es el cerro San Marcos) y Volcán Paquisis (lo que es el cerro Paquisis, en San Pedro La Laguna) y otras erupciones silíceas.

-

Desarrollo de un plutón de al menos 510 km3 de magma riolítico a una profundidad de alrededor de 10 km.

-

Erupción de W, en una erupción mixta.

-

Desarrollo de un gran plutón de magma riolítico (250 km3), de composición similar a la riodacita W.

-

Gran erupción de flujos y cenizas de Los Chocoyos (que comenzó hace 160.000 y terminó hace 84.000 años).

-

Colapso y formación de la actual caldera Atitlán III.

-

Relleno de la caldera Atitlán III. Comienzan los procesos de erosión y sedimentación de la caldera III, que comenzó hace 85.000 años y continúan hasta nuestros días.

Como está ocurriendo actualmente con la erosión y sedimentación de cuencas actuales (por ejemplo en las cuencas del Quiscab y del San Francisco).

-

Crecimiento de los modernos estratovolcanes, Volcán San Pedro (nació hace más de 40.000 años), Volcán Atitlán (40.000-10.000 años) y Volcán Tolimán (nació hace menos de 10.000 años, y se tienen datos de erupciones recientes en 1469 e intermitentemente desde 1826 hasta 1856). La ubicación de estos volcanes es al sur de los de la etapa 1, lo que refleja movimiento hacia el sur del frente volcánico.

Figura 4: Etapas de formación de caldera Atitlán III. Fuente: R. Dionisio.

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Informe complementario de la cartografรญa geolรณgica y geomorfolรณgica (1:25.000), de la Cuenca del Lago Atitlรกn (Guatemala)

De los tres ciclos, Atitlรกn I y III son los que estรกn mejor definidos; el ciclo de Atitlรกn II se distingue por los anillos de fractura, anillos de diques y sedimentos de relleno de caldera II. En la siguiente imagen se muestra un esquema estructural publicado por Newhall en 1986, en el que se muestran las tres calderas y a continuaciรณn dos perfiles geolรณgicos (indicados en el primer dibujo) de la caldera actual.

Figura 5. Ubicaciรณn calderas de Atitlรกn. Fuente: Newhall, 1986.

Figura 6. Cortes geolรณgicos esquemรกticos. Fuente: Newhall, 1986.

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5.

Cartografía Geológica

Los procesos explicados anteriormente han dado lugar a diferentes tipos de materiales, que se han sucedido en cada ciclo volcánico y que son los que conforman la cuenca actual del lago Atitlán. A continuación se describen cada una de ellos para cada uno de los tres ciclos geológicos:

5.1. Procesos y unidades litológicas asociadas al ciclo Atitlán I: Flujos de lavas andesíticas, lodos y piroclastos asociados a complejos estratovolcánicos Como se ha explicado anteriormente, la historia geológica del Lago Atitlán, se divide en 3 ciclos de crecimiento de estratovolcanes, grandes volúmenes de erupciones silíceas, formaciones y rellenos de caldera. Cada ciclo comienza con intrusiones de magma máfico e intermedio, que es expulsado formando estratovolcanes.

Aunque los estratovolcanes del ciclo Atitlán I no están expuestos en la actualidad, su existencia es demostrada por xenolitos presentes en las tobas de flujos de cenizas silíceas. Estos xenolitos incluyen andesitas porfídicas y inequigranulares, dacitas horbléndicas y brechas horbléndicas gabro intrusivas similares a la brecha Ttzanpetey, la cual se cree que es la raíz del estratovolcán Atitlán II. Granitos y granodioritas (Tg) Mientras continúan estas intrusiones y erupciones de los estratovolcanes, se desarrolla un volumen pequeño de plutones silíceos (que si no llegan a ser expulsados, se enfrían en el interior, dando lugar a rocas plutónicas como granitos, etc). Las rocas plutónicas más comunes en la cuenca son granitos y granodioritas, constituyen la mitad de las rocas plutónicas del área, también se pueden encontrar leucogranitos, aunque son volumétricamente menores y aparecen como intrusiones de estadio tardíos dentro de granitos biotíticos (ver análisis petrográfico Anexo).

Se han encontrado rocas plutónicas de grano fino a grueso en los sedimentos volcánicos terciarios, del oeste, sur y sureste del lago (San Pablo La Laguna, San Juan la Laguna, San Pedro La Laguna, Santiago Atitlán y San Lucas Tolimán (aunque éstos últimos se encuentran fuera de la cuenca)) (Imagen 1).

La edad de estas rocas plutónicas es incierta, aunque la hipótesis de mayor peso es que son de edad miocena.

Se trata de rocas muy duras y muy consolidadas. Se meteorizan, en superficie, en forma de bloques (por fracturas), lo que puede dar lugar a deslizamientos.

Figura 7: Afloramientos y muestra granítico al sur de la cuenca.

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Toba María Tecún (Tmt) Se trata de un grupo de 5 voluminosas tobas de cenizas volcánicas de litología similar.

Esta toba aflora sobre numerosas áreas del oeste del altiplano volcánico guatemalteco. En la cuenca del Lago Atitlán afloran la quinta toba (en Santa Catarina hasta San Antonio Palopò), una fase de la cuarta toba (en San Lucas Toliman) y la cuarta (en la cordillera María Tecún).

La toba de María Tecún se encuentra en contacto discordante sobre los plutones del cañón Madre Vieja y de manera concordante sobre los sedimentos de grano grueso de los relleno de la caldera Atitlán I. Los afloramientos de esta toba son típicamente masivos (Figura 8). Se encuentran fracturados con direcciones predominantes (N-S y NE-SO), dando lugar en algunos casos a fracturaciones romboidales. Se trata de una toba muy dura, consolidada aunque muy fracturada. Las fracturas suelen ser lisas, con separaciones de menos de 10 cm, rellenas de arcillas o arenas. Posee baja permeabilidad, asociada solamente a dichas fracturas.

Se trata por lo tanto de 5 capas de tobas que pueden llegar a alcanzar un espesor de más de 1000 m; y es, probablemente, la toba más voluminosa y extensa de todas las existentes en el altiplano guatemalteco.

Poseen tonalidades pálidas (grises y azules) a rojizas o marrones. Contiene como mucho un 50% de cuarzo fracturado y corroído, plagioclasa, sanidina, biotita y fenocristales del horblenda. La horblenda es más abundante que la biotita en la capa más antigua y en las más jóvenes, así mismo se observa un bajo contenido en sílice en las tobas intermedias. La sanidina es más abundante en la toba del medio y muestra una parcial exsolución de mocroperthita en la cuarta toba. Una característica reconocible de dicha toba son los fenocristales, tanto en la toba fresca como en la alterada, en esta última se pueden encontrar granitos alterados (C.G. Newhall, 1986).

Entre la primera y la segunda erupción que formó la toba de María Tecún, fueron depositados al menos 16 metros de sedimentos lacustres y la segunda toba fue erosionada antes del depósito de la tercera.

La tercera toba se encuentra disconforme sobre 3.5 m de cenizas y lapilli y la cuarta toba es separada de la quinta por una capa no consolidada (C.G. Newhall, 1986).

Solo la cuarta toba ha sido datada, con una edad de 11.6+0.5 Ma. Sin embargo, la toba fue probablemente expulsada en varios miles o cientos de miles Figura 8: Afloramientos y muestra de la Toba María Tecún. de años, ya que las dos primeras tobas poseen paleomagnetismo inverso y las otras tres normal y, porque las inconformidades y los sedimentos lacustres ocurren entre varias de las tobas (C.G. Newhall, 1986).

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Sedimentos de relleno de caldera I (Tcf1) Justo después o durante la erupción de las cenizas de la toba María Tecún se produjo un colapso de la cámara magmática, que creó una caldera de 15x25 km2 llamada caldera Atitlán I, y que se formó, probablemente, en varios episodios de colapso.

A partir de este momento comenzó un periodo de menor actividad volcánica, en el que dominan los procesos erosivos y sedimentarios de relleno de la caldera (con eventuales erupciones), lo que dio lugar a aproximadamente 450 metros de sedimentos de relleno intercalados con finas tobas de cenizas.

Estos sedimentos de relleno de caldera I se caracterizan por 400 m de depósitos de conglomerados y areniscas, ricos en clastos y gravas de la toba de María Tecún y en menor medida areniscas, lutitas y pizarras. Existen excelentes afloramientos en el escarpe noreste de la actual caldera, especialmente a lo largo de la carretera del este y norte de Panajachel y en los cañones disectados en el área norte y este de la cuenca (Imagen 3).

Los clastos de la toba de María Tecún son dominantes en la parte baja de dichos sedimentos de relleno. Aproximadamente un 10% de los clastos y gravas en los jóvenes conglomerados y areniscas, son de andesita y más del 50% en los conglomerados tardíos, lo que reflejan un decremento en los influjos de clastos de María Tecún y el crecimiento de los estratovolcanes de Atitlán II en, o alrededor, de la caldera.

La presencia de conglomerados gruesos y brechas de flujo en los sedimentos de caldera, sugieren que el lago de la caldera Atitlàn I no se formó inmediatamente después del colapso de la caldera.

En algunos casos, estos materiales poseen una consolidación media, dando lugar a escarpes.

Mientras que en otros, la matriz areno-arcillosa, se encuentra poco consolidada, lo que genera numerosos deslizamientos, principalmente en los casos que es cortada por infraestructuras (carretera Panajachel a Patanatic, o carretera Panajachel Santa Catarina Palopó).

Figura 9: Afloramientos de los Sedimentos de rellenos de caldera I.

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5.2. Procesos y unidades litológicas asociados ciclo Atitlán II: La brecha intrusiva de Tzapetey (Tti) La actividad de Atitlán I fue inmediatamente seguida por la actividad de Atitlán II, al sur de la primera. Y de esta manera se formó un brecha muy distintiva (Fig. 10) al sureste de la cuenca, cerca de la finca Tzanpentey (San Antonio Palopó), la cual se cree que es la raíz del estratovolcán Atitlán II. Ésta, aparentemente, corta la toba María Tecún, pero antedata algunos o muchos de los rellenos de caldera I. Las horblendas de dicha brecha están datadas en 10+-1.1 Ma. La brecha contiene abundantes inclusiones de gabros horbléndicos parcialmente absorbidos. La mayoría de los afloramientos contienen entre un 30 y un 50% de inclusiones en una matriz de la misma mineralogía original, ahora alterada, que incluye abundante cloritas, sericita, clacita y zeolita. Estas inclusiones varían ampliamente en su textura, desde grano grueso a fino y desde granos panidiomorfos hasta granos hypautomorficos. La abundancia de estas inclusiones de gabros los distinguen de otros xenolitos (andesitas, granitos, toba María Tecún) y la mineralogía similar de las inclusiones con la matriz sugiere que las inclusiones son coetáneas. Las texturas sugieren que ellos son agregados cristalinos de las paredes de un reservorio de magma máfico o intermedio.

Químicamente una brecha puede variar de una a otra, a causa de las diferentes proporciones de horblenda, plagioclasas y minerales alterados. El agua libre de SiO2 contiene rangos desde 45 a 52% en los autolitos, en un 54% de clastos y matriz, y en un 61% en la matriz. La brecha intrusiva de Tzanpetey cristalizó probablemente durante la erosión de los estratovolcanes miocenos.

Se trata de una roca muy consolidada, impermeable, afectada por procesos intensos de fracturación (permeabilidad secundaria), que la disgregan en bloques de tamaños decimétricos. Por lo que, puede suele estar afectada por procesos de movimiento de ladera, principalmente desprendimientos.

Figura 10: Afloramiento de Brecha intrusiva Tzanpetey.

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Toba El Adelanto (Tat) El ciclo de Atitlán II comenzó antes de que se rellenara la caldera Atitlán I, y cuatro o más tobas riolíticas que pertenecen a los estados tempranos del ciclo Atitlán II se encuentran interstificadas en los sedimentos de rellenos de caldera I. La primera de ellas es la Toba El Adelanto.

Se trata de una toba riolítica bandeada situada al NE de la cuenca, cerca de la comunidad El Adelanto, en el municipio de Sololá. Aparece formando un cerro de toba riolítica y en las laderas de la cabecera del río Pacubaja. En algunas zonas presentan estructura tableada con diferentes pliegues asociados. La estratificación tiene una anchura de unos 20 cm aproximadamente.

Es una toba riolítica consolidada, de color gris claro a beige con textura bandeada. Se aprecian a simple vista cristales de plagioclasa (5-8%), horblenda (10-20%), moscovitas (5%) y biotitas (10%) con un tamaño aproximado de 2 mm, en una matriz afanítica. Entre la matriz también se observan cristales de cuarzo y feldespatos.

Los cristales de biotitas están repartidos homogéneamente y no siguen ninguna dirección preferente.

Según Newhall, esta toba podría ser la componente de los clastos brechosos que componen la Toba Panajachel (que se describe a continuación). Ya que según éste, la toba El Adelanto, se habría formado por la erupción subaérea de flujos de cenizas que fueron consolidados por las altas temperaturas, el peso de las cenizas y el agua.

Después de que estos depósitos fueran consolidados, pero todavía generaran vapores calientes, puede haberse generado una explosión que provocó la brechificación de parte de dicha toba, enviando flujos de fragmentos calientes al fondo del lago, donde se consolidaron formando la Toba Panajachel.

Figura 11: Afloramientos Toba El Adelanto.

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Toba Panajachel (Tpt) Una segunda toba muy distintiva, es la Toba Panajachel. Se trata de brecha muy compacta, que da lugar a paredes verticales o escarpes (Figura 5), que se puede observar en las laderas al norte de la actual caldera, en los municipios de Panajachel, Santa Catarina Palopó y San Antonio Palopó.

Está formada por abundantes fragmentos angulares riolíticos de grano fino, fundidos o compactados, en una matriz producto de desvitrificación de grano fino (Figura 5).

Algunos de los fragmentos se encuentran bandeados y contienen vetas de cristales finos de cuarzo que se han desarrollados paraleas a la foliación. Estos dos tipos de clastos raramente aparecen en el mismo afloramiento y no se han observado intergradados.

Donde la brechificación ha cortado las densas bandas de clastos o foliación, indica que los clastos se encontraban en estado sólido durante la misma. Unos pocos clastos grandes de brecha están redondeados por relativamente pequeños fragmentos angulares, como si los pequeños fragmentos hubieran roto los clastos grandes. Esta relación indica que la brechificación estaba ocurriendo todavía en el momento del emplazamiento fina (Newhall, 1986).

El origen de esta toba es enigmático. Según Newhall, una explicación posible es que con la erupción subaérea los flujos de cenizas viajarán hasta el lago de la caldera Atitlán I, donde fueron consolidados por las altas temperaturas, el peso de las cenizas y el agua. Después de que estos depósitos fueran consolidados pero todavía generaran vapores calientes, puede haberse generado la explosión que provocó la brechificación del flujo in situ. Es sabido que muchos vapores provocan fracturas en las rocas, en erupciones freáticas o freatomagmáticas. Una segunda explicación es que el domo se destrozaba por explosiones hidromagmáticas, enviando flujos de fragmentos calientes al suelo del lago. Al menos existe un domo de riolita bandeada en el noreste del filo de la caldera I. Todavía existe una tercera posibilidad que consiste en que la toba consolidada fuera depositada en el anillo de caldera y se fuera acumulando dentro de la caldera como brecha de colapso (Newhall, 1986).

Se trata de una toba muy consolidada, pero afectada por procesos estructurales, que junto con su morfología, en paredes verticales, la hacen muy propensa a desprendimientos.

Figura 12: Afloramientos y muestra de la Toba Panajachel.

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Toba San Jorge (Tsjt) Una tercera toba que se puede encontrar, en los escarpes norte y noreste del lago, es la denominada toba San Jorge (Figura 13), y su mejor exposición se encuentra a 0.3 km al sur de San Jorge la Laguna. Las tonalidades de la toba San Jorge van desde una toba semiconsolidada de color crema, con abundantes fragmentos de pumita (0.1 - 6 cm raramente más largos de 15 cm), hasta una toba consolidada de color marrón claro que contiene abundantes fragmentos de vidrios, pero menos clastos de pumita (Newhall, 1986).

Esta toba no es muy gruesa ni muy voluminosa, posee entre 10-30 m de espesor, con un volumen de 3-4 km3 de densidad. Un volumen adicional 10-15 km3 del magma de San Jorge se encuentra probablemente representado en los sedimentos de relleno de caldera I y un volumen desconocido de la toba de San Jorge ha sido erosionado lejos de las áreas de la caldera de Atitlán II. Los fragmentos vítreos de la matriz de la toba representan un espectro completo de de vitrificación, desde fragmentos frescos a una masa de granos finos de cuarzo desvitrificados y feldespatos reveladores de fragmentos de contorno (Newhall, 1986).

En uno de los afloramientos de esta toba, existen unos granos de 1-5 cm de vidrios perlíticos incluidos en la matriz semiconsolidada. Además la toba contiene pequeños fragmentos líticos oscuros de grano fino. Varios afloramientos de base de esta toba tienen un distintivo “marble cake” (inclusiones de mármol) mezclado con los colores crema de la toba y los sedimentos lacustres retrabajados. Se han encontrado también sedimentos grises híbridos homogéneos de la toba pomácea. Los sedimentos son aparentemente mezclados en los flujos de cenizas justo antes de que llegara el resto de las cenizas. Las esmectitas han sido convertidas en ilitas. Las interstificaciones concordantes de esta toba con sedimentos lacustres y su mezcla con los sedimentos de relleno de arriba sugiere que esta toba fue emplazada en un ambiente subacuoso o flujos de lodos (Newhall, 1986).

Al igual que la toba Panajachel, su morfología horizontal de toba, da lugar a escarpes muy pronunciados, lo que le proporciona una marcada tendencia a sufrir desprendimientos.

Figura 13: Afloramientos y muestra de la Toba San Jorge.

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Diques félsicos (Trd) De la erupción de la toba San Jorge resulto la superficial y pobremente definida caldera Atitlán II. Tres grupos de diques félsicos de grano fino cortan dicha caldera y probablemente uno de ellos está relacionado con la formación de la caldera II. En algunos afloramientos los diques son masivos, pero muchos de los diques son autobrechados y contienen fragmentos angulares en una masa de la misma litología.

Muchos de estos diques poseen menos de 1 km de ancho. La mayoría están situados a lo largo o muy cerca de los anillos de falla (Newhall, 1986).

Los principales afloramientos del primer grupo de diques se encuentran dentro del bloque de falla Tzanpetey en el escarpe suroeste del lago, y las mejores exposiciones se encuentran al suroeste de la mitad de Punta Chicaman (al noroeste de éste bloque). La roca es de blanca a gris, con horblendas orientadas de grano fino, con abundantes intercrecimientos de cuarzo y plagioclasa y algunas pertitas. Estos diques cortan al menos la toba María Tecún y poseen un paleomagnetismo inverso (Newhall, 1986).

El segundo grupo de diques afloran a lo largo del este y sureste del escarpe del lago Atitlán e incluyen varios diques dentro del mismo bloque Tzanatepey. El mejor afloramiento se encuentra entre Panajachel y Santa Catarina Palopó, donde 30 m de un ancho dique con microgranodiorita autobrechado corta las unidades bajas de los sedimentos de rellenos de caldera I. El dique es generalmente de color de gris claro a marrón, pero es gris oscuro cuando está fresco. Consiste en cuarzo anheudral y plagioclasas subaheudriales, con feldespatos de potasio subordinados y menores cantidades de biotitas (ahora cloritas). Como mucho posee un pequeño porcentaje de fenocristales de plagioclasa alterada. Algunos ejemplos contienen intercrecimientos gráficos de cuarzos y plagioclasas. Existen además texturas cataclásticas dentro de finas venas de cuarzo recristalizado. Ejemplos de este segundo grupo incluyen clastos de brechas dentro de los diques, mostrando una polaridad normal (Newhall, 1986).

Un tercer grupo de diques aflora a lo largo del escarpe noreste del lago Atitlán, también cortando los sedimentos de rellenos de caldera de la fase I. En algunos casos son claramente diques, pero a 1.5 km al norte del Hotel Tzanyujub (Panajachel) este mismo tipo de rocas aparecen como un dique o como un pequeño flujo de riodacita a lo largo de la falla de dirección N-S. Entre Tzununá y Santa Cruz la Laguna, el dique de autobrecha tampoco alcanza la superficie o forma un pequeño dique, en ningún caso extendiendo a una larga distancia lateral. Los diques de este tercer grupo están formados por una riodacita de color gris, que contiene como mucho un 17% de plagioclasa, un 8% de horblenda, y un 2% de minarles opacos, y un 1-2% de fenocristales de biotita y cuarzo. Mientras esta alterada la roca es de color gris verdoso con una capa de color marrón rojiza en las superficies de unión y, la biotita y horblenda han sido alteraras a cloritas. Este grupo es menos silíceo y contiene más CaO y Sr que los anteriores (Newhall, 1986).

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Sedimentos de relleno de caldera II (Tcf2) Las tobas de Atitlán I y los sedimentos derivados de ésta y otras unidades por encima de la caldera Atitlán II se erosionaron y acumularon en el fondo de dicha caldera. El rango de composición de estos sedimentos va desde conglomerado de fragmentos de pómez hasta silex bandeado, pero la mayoría de capas son arenas, lutítas y pizarras de grano fino (Fig.14).

Esta unidad es generalmente más estrecha, de grano más fino y más corta que los sedimentos de relleno de caldera I, lo que indica que durante la formación de la caldera II existía un ambiente de menor energía que durante la formación de la caldera I. Algunas cenizas (y lapilli pómez) son interstificadas en capas en estos sedimentos.

Algunas arenas blancas carbonáticas y pizarrosas son diatomáceas. Los granos finos pueden llegar a ser de silex bandeado y silex limoso, en los cuales forman capas de 13mm de espesor de limos silíceos grises alternados con capas de 0.5 - 2 mm de silex blanco. Similar son capas de 1-2 mm de espesor de limos diatomáceo blancas alternadas con 1-15mm de capas de arcillas grises y limos no compactados profundos de sedimentos de la actual cuenca, donde reflejan la alternancia de láminas de diatomáceas y sedimentos de clastos finos (Newhall, 1986).

En el mapa geológico se ha separado una unidad aparte donde dominan las lutitas tableadas, de aquellos afloramientos que tienen interstificaciones de arenas, conglomerados, pizarras y lutitas. La unidad arenosa se encuentra fragmentada y posee una consolidación media, por lo que puede verse afectada por procesos de deslizamientos. Estos procesos se acentúan en la fase lutítica, cuya consolidación es menor y su fracturación mayor.

Figura 14: Afloramientos de los sedimentos de relleno II (lutitas tableadas imagen de la izquierda).

Dos pequeños volúmenes de tobas de cenizas fueron expulsadas mientras se estaba rellenando la caldera Atitlán II. Son llamadas tobas Catarata, por su buena exposición en el puente de la catarata, carretera de Sololá a Panajachel, donde se encuentran intercalados con los sedimentos de relleno de Atitlán II.

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Toba Inferior Catarata (Tc1) La toba catarata inferior varía desde inconsolidada a levemente consolidada, es más permeable que las anteriores y mucho más deleznable. Contiene horblenda, biotitas y lapillis pómez orientadas en una matriz con abundantes fragmentos grises de grano fino.

Los clastos de pumita no se encuentran aparentemente compactos o elongados.

Aparecen clastos accidentales de lavas dacíticas y andesíticas de la toba San Jorge que se encuentra por debajo, así como agregados de plagioclasas y horblendas y clastos de tonalidad crema a gris. Los clastos terrosos consisten en ilitas, cloritas y granos finos de plagioclasa. Las inclusiones de estos clastos sedimentarios y el gradiente inverso de los tephra sugieren que dicha toba fue emplazada subaquosamente (Newhall, 1986).

Figura 15: Muestra Toba Inferior Catarata.

Toba Superior Catarata (Tc2) La toba catarata superior se encuentra mejor expuesta a lo largo de la carretera de Sololá a Panajachel, en lo alto de la sección del puente de la catarata, donde se encuentra atravesada por dos importantes fallas, que han generado numerosos deslizamientos. Se trata de una toba muy consolidada e impermeable, que genera importantes escarpes, que pueden alcanzar hasta 15-20 m de espesor.

Litológicamente la toba superior, posee tonalidades desde color crema a gris y rica en pómez. Los fragmentos de pómez están compactados, son clastos gruesos blancos de tamaño centimétricos, con estructuras celulares reclictas visibles. La matriz es gris claro, de cenizas de grano fino con unos pocos (menos de 5 mm de diámetro) fragmentos líticos (que incluyen sedimentos arcillosos) y como mucho un 1-2 % de fenocristales de biotita.

Figura 16: Afloramiento Toba Superior Catarata.

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Toba San Pablo (Tspt) La toba San Pablo aflora en solo tres puntos de la cuenca de forma discontinua en San Pablo La Laguna. Posee una alta consistencia, dando lugar a paredes verticales de 40m de espesor aproximadamente.

Se trata de una toba conglomerática que presenta bloques, cantos y gravas de andesitas, andesitas horbléndicas, andesitas basálticas, etc, dentro de una matriz de color gris que contiene vidrio y minerales feldespáticos.

Desde el punto de vista estructural, se distingue por tener una dirección principal de fractura N-S, con grietas de 0.5 m de separación.

Figura 17: Afloramientos Toba San Pablo.

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5.3. Procesos y unidades litológicas originadas durante el ciclo Atitlán III: Flujos de lavas, lodos y piroclástos asociados a complejos estratovolcánicos terciarios-cuaternarios (Qta) Como en los ciclos anteriores, el ciclo Atitlán III, comenzó con la formación y desarrollo de tres edificios volcánicos previos a los actuales, que ya no existen en su totalidad hoy en día: Volcán de San Marcos, Volcán Tecolote y Volcán Paquisís. El primero se hallaba en las cercanías del actual San Marcos (en lo que es el Cerro San Marcos); el segundo se encontraría en San José Chacayá (por el cerro Las Minas); el tercero se localizaba sobre el borde suroeste de la caldera, por el cerro Paquisís en Santiago Atitlán.

Por lo tanto, en los alrededores de estas zonas, se pueden encontrar sobre los sedimentos de relleno de caldera II, gruesas pilas de lavas discordantes, que han sido relacionadas con estos antiguos estratovolcanes y que actualmente se encuentran parcialmente erosionados.

Las litologías predominantes en estos estratovolcanes son en orden decreciente: andesita augita-hiperstenica, andesita basáltica, andesita horbléndica-piroxénica, andesita horbléndica, andesita con fenocristales en desequilibrio ensamblados (olivino, augita, hiperstena, horblenda, biotita, plagioclasa sódica y cálcica y cuarzo), basalto olivínico y dacitas horblendo-biotíticas (Newhall, 1986).

Las andesitas con fenocristales en desequilibrio implican una mezcla de magmas silíceos y máficos o asimilación de rocas de muro en un fundido máfico. Contienen abundantes xenolitos de gabros de horblenda y piroxenos y algunos xenolitos de grano fino y leucogranitos. Sugieren que los magmas andesíticos o basálticos han tenido un largo tiempo de residencia en los reservorios (Newhall, 1986).

Figura 18: Afloramientos y muestra de lavas (izquierda) y flujos andesíticos (Cerro San Marcos).

En los volcanes San Marcos y Paquisís se han observado repetidas secuencias desde andesitas basálticas hasta andesitas horbléndicas pasando por andesitas piroxénicas.

Cada secuencia resulta, probablemente, de la cristalización fraccionada de magmas andesíticos basálticos, y cerca del final de cada secuencia ocurre una pequeña asimilación de roca félsica o mezcla con un magma silíceo.

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Depósitos pomáceos de Los Chocoyos Debajo de estos estratovolcanes se emplazó paulatinamente una cámara de magma de gigantescas proporciones que habría de provocar grandes erupciones silíceas voluminosas.

Se estima que el vulcanismo precursor de la Erupción de Los Chocoyos se inició con una violenta y voluminosa erupción hace unos 125.000 años, que ha sido llamada Evento W. Varios miles de años después, hace unos 85,000 años, comenzó la gran erupción de los Chocoyos, que fue una secuencia de erupciones que expulsaron más de 150 km3 de magma ácido. Estas erupciones fueron paulatinamente vaciando la cámara magmática, lo que posteriormente provocó el colapso de las paredes de la misma, dando lugar a la actual caldera volcánica que forma el actual Lago de Atitlán.

En este evento, la columna eruptiva pudo haber alcanzado entre 30 y 50 kilómetros de altura y los depósitos alrededor pudieron haber alcanzado unos 100 kilómetros de radio. Las cenizas más finas llegaron hasta Costa Rica, Golfo de Panamá y parte del Estrecho de la Florida, esparciéndose sobre áreas que exceden el millón de kilómetros cuadrados. Actualmente se pueden encontrar extensas áreas en el altiplano volcánico de depósitos blanquecinos, de tefra silíceos, procedentes de la misma erupción.

Las características de los rellenos tefra son espesores de 1-10 metros y rellenos de valle de 20-200 metros de espesor. Basaltos y andesitas tephra son intercalados con tephra silícecos cerca de los conos volcánicos. Varias erupciones en la región del lago han formado extensos depósitos (Rose, et al. 1987).

Según Newhall, cuatro grandes unidades de pómez cuaternarias se encuentran incluidas en una única unidad de pómez cuaternaria: 1.- Unidad Pre-W; incluye depósitos de flujos de cenizas distintivos de colores grises y posiblemente, pero necesariamente, relacionado con la capa de caída pomácea.

2.- Depósitos de relleno y flujos de cenizas de la erupción W. 3.- Depósitos de relleno, flujos de cenizas y oleadas de la erupción H (Los Chocoyos).

4.- Depósitos de rellenos, cenizas de flujo y oleadas Post Los Chocoyos.

Los detalles de estas unidades y mapas de distribución han sido reportados por Koch and Mc Lean (1975), Hahn et al. (1979), Rose et al. (1979, 1987) and Newhall (1980).

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Depósitos Pre-W (Qpa1):

Formados por aproximadamente 4 m de rellenos de pómez silíceo meteorizados, subyacentes a los depósitos de Los Chocoyos.

Se pueden encontrar en cuatro localidades del norte y este del lago Atitlán (prácticamente en todo el municipio de San Andrés Semetabaj, entre Los Encuentros y La Cuchilla, en el mirador entre San Andrés y Godínez y a 1 km al este de Godínez.)

La distribución de los afloramientos sugiere una vena N-NW del lago (Newhall, 1986).

Los grandes afloramientos poseen alrededor de 10 m de cenizas pomáceas con “lapilli acrecional”. El “lapilli acrecional” son peloides con una estructura interna concéntrica formados por la acreción de ceniza fina alrededor de gotas de agua de condensación o de partículas sólidas, en el interior de columnas eruptivas ricas en vapor. Una vez formados, son transportados y depositados.

Se trata de un material de baja consolidación y muy permeable, que se ubica en zonas planas, dando lugar a amplias extensiones de alta capacidad agrológica y baja susceptibilidad a deslizarse.

Figura 19: Muestra de “Lapilli acrecional”.

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Depósitos de la erupción de Los Chocoyos (H):

Se trata de la mayor unidad pliniana conocida en Centroamérica y tuvo lugar hace 0,084 + 0,005 ma. Esta erupción comienza en la fase plinia y el depósito de la capa tephra se extendió por el golfo de México. Después, los flujos de cenizas cayeron sobre los valles del oeste de Guatemala formando capas de más de 200 m de depósitos no consolidados. Con un radio de 13 km desde el centro de la caldera del lago Atitlán, los flujos de cenizas de Los Chocoyos, co-igmimbritas de caída con fragmentos líticos de varios tipos de rocas ahora expuestas en las paredes de la caldera (predominantemente andesitas, con diorita de horblenda-botita y un pequeño porcentaje de granito de grano grueso, granodiorita, y microgranofire).

Los depósitos de Los Chocoyos formaron espectaculares oleadas de depósitos a 15 km al NE y NW del lago Atitlán. Cerca de Godínez se observan depósitos de cenizas y fumarolas fósiles.

La erupción de 270 km3 de magma de los Chocoyos formó la caldera de Atitlán III. Las observaciones evidencian que la caldera de Atitlán III no se formó hasta al menos tres semanas después de la erupción de los Chocoyos.

Los depósitos púmicos de los Chocoyos se encuentran bien conservados (cerca de San Pablo la Laguna a y San Juan la Laguna).

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o Flujo piroclásticos de Los Chocoyos (Qpf3): La mayoría de los valles del oeste de Guatemala están rellenos por estos flujos piroclásticos no consolidados. Poseen un espesor medio de 20 metros y máximo de 200 m (aunque la mayoría de las veces no supera los 100 m), y no han sido identificados dentro de la caldera actual. La gran movilidad de los flujos de Los Chocoyos indica una alta erupción, con una alta columna de colapso.

Figura 20: Afloramientos de flujos piroclásticos de Los Chocoyos.

La igmimbrita de Los Chocoyos (Fig. 19) no se encuentra ni clasificada, ni consolidada, se encuentra formada por pumita, cristales, cenizas y fragmentos líticos (0-5%). La mayoría de los clastos de pumita poseen diámetros entre 1-20 cm pero algunos llegan a alcanzar 1m. El pómez posee entre 1-15%, en volumen, de cristales de biotita y anfíboles como principales fases máficas y plagioclasas y cuarzo, como principales fases félsicas.

Otro aspecto distinguible en los flujos son las vesículas tubulares de las pómez y comúnmente aparece una coloración rosácea en la parte alta de los mismos, como resultado de la oxidación del Fe en los flujos más fríos (Koch and Mc Lean, 1975).

Los fragmentos líticos, predominantemente andésiticos, contienen menores contenidos de granitos y dioritas. Ningún otro flujo de cenizas, en el altiplano, posee tal cantidad de fragmentos líticos plutónicos (Koch and Mc Lean, 1975). En la base inferior del flujo se encuentra una capa de fragmentos líticos de varios metros de espesor.

Wright y Walker describen unos flujos coigmimbriticos líticos, que son interpretados como brechas líticas proximales (que ocurren dentro de los 6 km del anillo de caldera o entre 10-13 km desde el centro de la caldera). Ésta es la evidencia de que la erupción de Los Chocoyos fue la que dio lugar a la actual caldera de Atitlán.

Se trata de un material de alta porosidad y permeabilidad, de muy baja consistencia y muy deleznable, que se encuentra en su mayoría disectado por cursos fluviales, dando lugar a grandes paredes verticales con una muy alta tendencia a sufrir deslizamientos superficiales.

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o Oleadas de caída de Los Chocoyos (Qps3): Se trata de espectaculares depósitos de oleadas, de estado tardío, de la erupción de Los Chocoyos, que aparecen en la zona Norte del lago (cerca de Novillero), al noreste y norte de Godinez y los barrancos cerca de Patzún.

La mayoría de estos depósitos muestran “sand wave”, capas de oleadas de arenas, que tienen frecuentemente intercalaciones discontinuas y de lapilli horizontales de cenizas y localmente muestran canales en forma de U. La mayoría de los granos son cenizas de tamaño arena a lapilli grueso, pero la mayoría de las capas contienen pómez de grano grueso (>45 cm de diámetro).

Las capas individuales se encuentran bien clasificadas, pero algunas no, y se pueden confundir con los depósitos de igmimbritas de Los Chocoyos. Contienen entre un 5-10% y raramente más del 30% de fragmentos líticos. Éstos pueden ser el resultado de explosiones freatomagmáticas en la caldera nueva, después de la erupción de Los Chocoyos.

Figura 21: Oleadas piroclásticas de Los Chocoyos.

-

Depósitos Post-Erupción Los Chocoyos (Post-H) (Qpa4):

Dentro y alrededor de la caldera actual, se encuentran representadas capas de tephra, formadas por depósitos pomáceos de al menos cinco erupciones siliceas posteriores a Los Chocoyos, y dos o tres periodos de erupciones basálticas y andesíticas.

Los depósitos inferiores tephra de Los Chocoyos son de pumita con horblenda y andesita que fue expulsada no mucho después de la erupción de Los Chocoyos, cerca del oeste de la caldera.

La siguiente unidad (D2) es una riodacita púmica de caída y una oleada de depósitos que fue expulsada desde cerca de la vena de D1, después de la formación de un fino paleosuelo. Una posible vena de D1 y D2 se encuentra al oeste de San Juan La Laguna.

Los jóvenes productos silícecos del complejo de Atitlán III son una secuencia de piroclastos de biotita y horblenda orientadas que incluyen capas de cenizas y Figura 22: Depósitos PostLos Chocoyos (Qpa4). piroclastos de caída, oleada de depósitos y pequeños depósitos de flujos de cenizas. Esta secuencia representa tres o más erupciones discretas cuyos productos son textural y mineralógicamente similares pero separados por una fina (2-10 cm) de paleosuelos. El espesor máximo de estos depósitos es de 60 m y ninguna de las secciones contiene todas las unidades.

Se encuentran más consolidados que los depósitos anteriores, por lo poseen una mayor resistencia a la erosión, dando lugar a amplias mesetas, favorables para cultivos o ubicación de población.

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Flujos de lavas, lodos y piroclástos asociados a complejos estratovolcánicos cuaternarios (Ta) Como en los ciclos anteriores, el cuarto ciclo (el actual) comienza con el crecimiento de estratovolcanes.

El Volcán San Pedro, Atitlán y Tolimán son estratovolcanes jóvenes que han crecido a lo largo del filo de la caldera Atitlán III. De los tres, el San Pedro es el más antiguo, ya que su crecimiento comenzó aparentemente entre las erupciones de piroclastos D y F, como evidencian las capas de piroclastos andesíticos cerca del volcán San Pedro (Newhall, 1986).

Figura 23: Flujos de lavas, lodos y piroclástos asociados a complejos estratovolcánicos cuaternarios.

La erupción del volcán Tolimán ha incluido flujos andesíticos y el crecimiento de un domo parasítico (Cerro de Oro). La erupción reciente del Volcán Atitlán, ha estado mezclada de extrusiones de lava y actividad explosiva y flujos de piroclastos blancos que cubren el volcán. El Atitlán hizo erupción en 1469 e intermitentemente desde 1826 hasta 1856. La lava del Cerro de oro parece ser también joven (menos de unos cientos de años de antigüedad) (Newhall, 1986).

Los estratovolcanes actuales se han formado a partir de erupciones de flujos de lavas (predominantemente andesíticas), lodos y piroclastos. Por lo tanto, las laderas de los estratovolcanes están formados por bloques de rocas principalmente andesitas, andesitas horblendicas-piroxénicas y andesitas basálticas.

Los depósitos de bloques andesíticos en forma de coladas o en el cono volcánico, poseen unas altas pendientes, y son muy susceptibles a sufrir deslizamientos. Estos deslizamientos desplazan grandes cantidades de material que se encauzan en los barrancos de los conos, en forma de flujos de lodos y derrubios, alcanzando las zonas distales (planas), donde se encuentra ubicada la población.

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6.

Cartografía Geomorfológica

La cartografía geomorfológica proporciona una información organizada y precisa de las formas del terreno y de los procesos geodinámicos que con ella se relacionan. Por ello, para su elaboración se parte de un profundo estudio disciplinar que tiene su base en el mapa geológico. De éste se incorpora todo aquello relativo a la geología de superficie. El objetivo es la elaboración de un mapa tipo analítico de utilidad general.

6.1. Características geomorfológicas de la Cuenca del Lago Atitlán Las características geomorfológicas de la región del lago de Atitlán se encuentran condicionadas por la historia geológica, así como por las características climáticas, hidrológicas, estructurales, etc que han ido aconteciendo en el área.

Los tres ciclos volcánicos que ha tenido lugar en la cuenca del Lago Atitlán han dado lugar a diversas morfologías, que incluyen crecimiento de estratovolcanes (con sus morfologías características asociadas a ellos), depósitos de erupciones silíceas, formaciones de grandes calderas, erosión y acumulación de sedimentos, etc.

Cada ciclo empieza con el crecimiento de estratovolcanes. Este proceso genera numerosas morfologías asociadas a ellos; conos volcánicos con sus depresiones cratéricas y focos eruptivos en la cima, coladas de lava que pueden sufrir erosión dando lugar a coladas de lava de menor pendiente denominadas coladas de lava degradadas, frentes de coladas, etc. Cuando estos conos son degradados, el edificio que permanece se le denomina resto de cono volcánico y si la erosión ha llegado a ser tan incidente que únicamente queda un montículo en forma de cerro.

La posterior formación de un plutones ácidos, da lugar a la expulsión de pequeños volúmenes de ceniza silíceas. Si éstas se encuentran incandescentes en el momento de su deposición, darán lugar a tobas horizontales y de alta consistencia que puede llegar a generar paredes verticales denominados escarpes y en los que es común deslizamientos, desprendimientos, etc.

Estos plutones silíceos llegan a convertirse en un gran cuerpo de magma y posteriormente hacen erupción de manera explosiva, como un gran flujo de ceniza volcánica, expulsando varios cientos de quilómetros cúbicos de depósitos pomáceos, cenizas, piroclastos, bombas, etc, que se depositan sobre la superficie, rellenando el relieve y dando lugar a superficies de acumulación de pómez, que por erosión pueden llegar a ser degradadas dejando de ser superficie totalmente planas y teniendo ya una cierta pendiente.

El espacio vacío que deja la expulsión de este material, provoca el colapso de la superficie suprayacente dando lugar a una caldera volcánica. El proceso de formación de esta caldera ha tenido lugar en 3 ocasiones, dando lugar a tres tipos de calderas que se caracterizan por tener una morfología circular o semicircular, con paredes de 32

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alta pendiente y bloques gravitatorios. Estas se pueden encontrar en los límites de la parte norte de la cuenca, formando las laderas de borde de la caldera Atitlán I, hasta las laderas de borde de la caldera Atitlán III que son las paredes que bordean el actual lago, pasando por las menores y menos definidas laderas de borde de caldera de Atitlán II, que van desde la parte alta de San Antonio Palopó, San Andrés Semetabaj, hasta la zona oriental de Sololá.

Después del colapso y formación de la caldera, comienza un periodo de menor actividad volcánica, en el que comienzan a dominar los procesos de erosión y sedimentación y, por lo tanto, comienza a rellenarse de la caldera. Con el paso del tiempo, los cursos fluviales comienzan a incidir sobre los sedimentos acumulados, generando las denominadas laderas de incisión fluvial. Cuando esta incisión se produce sobre depósitos piroclásticos “jóvenes” y de menor coherencia, dan lugar a unas laderas de muy alta pendiente y con numerosas cicatrices de deslizamientos, que se denominan laderas de incisión fluvial reciente.

En esta fase de inactividad volcánica, dominada por procesos erosionales y sedimentarios comosucede actualmente, el clima y las precipitaciones modelan el relieve dando lugar a diversas morfologías sedimentarias asociadas a procesos fluviotorrenciales como terrazas fluviales (con sus característicos escarpes), barras,

depósitos de canal recientes, abanicos aluviales, conos de deyección, abarrancamientos, etc, así como procesos de denudación, erosión y acumulación como piedemontes, glacis (algunos de estos depositados sobre antiguas terrazas colgadas), superficies erosionadas en las cumbres de las laderas, que pueden llegar a dar lugar a crestas redondeadas , y si continúa la erosión, crestas agudas.

Por último, las elevadas pendientes y las características de los materiales geológicos que conforman el área, unido a las precipitaciones torrenciales y el clima incidente, generan numerosos procesos de movimientos de ladera que generan amenazas a la población y a los ecosistemas actuales. Estos procesos generan numerosos deslizamientos con sus morfologías asociadas (cabecera, cuerpo, cicatriz) y desprendimientos, de los cuales, sólo se han representado aquellos elementos cartografiables a escala 1:25.000.

En definitiva, a lo largo de la historia geológica del Lago de Atitlán, los diversos acontecimientos ocurridos, han ido modelando el relieve, dando lugar a unidades y elementos geomorfológicos determinados, que se definen a continuación.

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6.2. Unidades geomorfológicas 6.2.1. Formas asociadas a procesos endógenos Aquellos procesos que tienen su origen debido a fuerzas del interior de la Tierra.

6.2.1.1. Formas asociadas a procesos volcánicos Cono Volcánico (CV)

Edificio volcánico de fuerte pendiente (generalmente entre 30° y 50°) y forma cónica, formado alrededor de un foco eruptivo.

En la cuenca del Lago Atitlán los conos volcánicos se encuentran en la zona sur de la cuenca, son los conos de los volcanes actuales (San Pedro, Atitlán, Tolimán y Cerro de Oro), así como antiguos volcanes (cerro Chuchumil, cerro Paquistan, cerro Patzunoj, Pachalí y Chuitinamit).

Resto de Cono Volcánico (RCV) Estructura relicta de fuerte pendiente asociada a un antiguo edificio volcánico erosionado. Se trata de antiguos volcanes que actualmente se encuentran erosionados o fragmentados; volcán San Marcos cuyo resto de cono forma actualmente el Cerro San Marcos, volcán Tecolote que actualmente forma el cerro Chueminix, volcán Paquisis, así como los cerros Chichumuch (en San Jose Chacayá), Chuiquistel de San Antonio, etc.

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Coladas de lava (CL) Cuerpo fluidal de magma solidificado de alta viscosidad (alcanza menores distancias), piroclastos y lodos asociados a complejos estratovolcánicos, que dan lugar a terrenos de pendiente media (generalmente 10 y 20°). Se encuentran en las zonas más próximas a los conos volcánicos actuales y antiguos.

CL

Colada de lava degradada (CLD) Cuerpo fluidal de magma solidificado de baja viscosidad (alcanza mayores distancias), piroclastos y lodos asociados a complejos estratovolcánicos, que ha sido afectado por procesos erosivos y, por lo tanto, da lugar a terrenos de pendiente suave (generalmente entre 0 y 9°).

CLD

A diferencia de las coladas de lava, anteriormente descritas, se encuentran en zonas más distales de los conos volcánicos, actuales y antiguos.

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Superficie de colada de lava (SCL) Terreno plano, asociados a coladas de lavas de complejos estratovolcánicos, originados por la acumulación de piroclastos, lodos y flujos lávicos de alta viscosidad, y por lo tanto, poco fluidales. Dan lugar a superficies planas, en forma de “mesetas”.

Se localizan en la zona baja del volcán Tolimán, al este de Santiago de Atitlán.

SCL

Frente de colada (FC) Pared vertical o subvertical, que corresponde a la zona frontal de una colada volcánica y que marcan el final de avance del flujo. Se encuentran en la zona distal de las superficies de colada, principalmente en la noroccidental del volcán de Tolimán, aunque también aparecen en la zona noroccidental del volcán San Pedro.

FC

Depresión cratérica (DC) Forma del relieve cóncava, ubicada en la cima de un cono volcánico, con pendientes convergentes hacia un lugar central. Los volcanes de la cuenca del lago, no tienen una marcada depresión cratérica, encontrándose éstas únicamente en el cráter norte del Volcán Tolimán y en el volcán Atitlán.

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Superficie de apilamiento de pómez (SAP) Terreno llano o de pendiente muy suave formado por la acumulación de depósitos piroclásticos. Este tipo de morfología del terreno se observa sobretodo en la zona donde se encuentran los mayores espesores de depósitos pomáceos y han sufrido menor erosión, es decir en la zona central de la mitad norte de la cuenca.

Superficie de apilamiento de pómez degradada (SAPD) Terreno de pendiente suave a media, formado por la acumulación y/o erosión de depósitos piroclásticos. Se localizan principalmente en la mitad norte de la cuenca, a ambos lados de los cauces principales, es decir, donde se encuentran los mayores espesores de depósitos pomáceos que han sido erosionados (por erosión hídrica).

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Laderas de borde de caldera I (LBCI) Laderas con pendiente predominante entre 30º-45º, que corresponden al borde interno de la caldera de Atitlán I, formadas por bloques tectónicos gravitatorios.

Forman la cordillera María Tecún, que es el límite norte de la Cuenca.

Laderas de borde de caldera II (LBCII) Laderas con pendiente predominante entre 20º-40º, que corresponden al borde interno de la caldera de Atitlán II. Esta caldera es la menos pronunciada, y solo se ha conservado en la zona este del municipio de Sololá y en el municipio de San Andrés Semetabaj siguiendo dirección N-S.

Laderas de borde de caldera III (LBCIII) Laderas con pendiente predominante entre 30º-55º, que corresponden al borde interno de la caldera de Atitlán III, formadas por bloques tectónicos gravitatorios. Se trata de las laderas que bordean del lago, en la mitad norte de la cuenca; y por detrás de los volcanes (hasta el Atitlán) en la mitad sur de la cuenca.

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6.2.1.2. Formas asociadas a procesos tectónicos Falla supuesta Discontinuidad interpretada, que se forma por fractura en las rocas cuando las fuerzas tectónicas superan la resistencia de las mismas.

Falla oculta Discontinuidad interpretada que se forma por fractura en las rocas cuando las fuerzas tectónicas superan la resistencia de las mismas, que se encuentra tapada por materiales que la ocultan. Como aquellas que se encuentran por debajo de depositos fluviales o depositos piroclásticos.

6.2.2. Formas asociadas a procesos exógenos Aquellos procesos que tienen su origen debido agentes geológicos externos.

6.2.2.1. Formas asociadas a procesos de acumulación Piedemonte (Pm) Terreno de pendiente media (generalmente entre 10 y 30°) situado en la base de una ladera, originada por material acumulado procedente de la misma. Distribuidos por toda la cuenca, principalmente, en las zonas bajas de las laderas de borde de caldera.

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Glacis (Gl) Terreno de pendiente muy suave (generamente entre 0 y 5°) y morfología cóncava y de pendientes entre 1º-5º, en la zona distal de la base de las laderas, formadas por acumulación de materiales procedentes de éstas. Cartografiados, principalmente, en la mitad norte de la cuenca, en las zonas distales de los piedemontes, próximos a cauces fluviales.

Glacis sobre antiguas terrazas (GAT) Terreno de pendiente muy suave (generalmente entre 0 y 5°) y morfología cóncava, formado por acumulación de materiales resedimentados sobre antiguas terrazas aluviales.

Estas morfologías planas, situadas a un altura entre 5 y 20 metros a ambos lados de los cauces fluviales principales de la mitad norte de la cuenca, se relacionan con de antiguas terrazas fluviales. Éstas se formaron debido a un encajamiento de la red fluvial por un descenso del nivel de lago.

Por lo tanto, la formación de estas morfologías comienza después de la erupción de los Chocoyos. Sobre los depósitos pomáceos cuaternarios, la red fluvial fue modelando el relieve dando lugar a zonas planas de terrazas, cubiertas por materiales fluviales. Posteriormente, debido a un descenso del nivel del lago, la red fluvial se encajó, dejando estas terrazas colgadas a ambos lagos de los ríos a una altura entre 5 y 20 metros por encima de éstos. Con el paso del tiempo, estas zonas planas fueron cubiertas por depósitos coluviales, dando lugar a una morfología de glacis, debajo de los cuales afloran depósitos fluviales, por encima de depósitos pomáceos.

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6.2.2.2. Formas asociadas a procesos de denudación Laderas de incisión fluvial (LIF) Porción del terreno derivadas de la incisión fluvial terciaria, con pendiente predominante entre 30º-50º y longitudes de ladera predominantes entre 200 y 500 m. Formadas, en su mayoría, por sedimentos de relleno de caldera (de consistencia media). Situadas en las laderas de los cauces principales Quiscab y San Francisco.

Laderas de incisión fluvial reciente (LIFR) Paredes de alta pendiente derivadas de la incisión fluvial cuaternaria, con pendiente predominante entre 20º-40º, longitudes predominantes entre 100 y 200 m. Formadas por depósitos piroclásticos pomáceos (de baja consistencia), muy erosionables y por lo tanto, asociadas a numerosos deslizamientos. Situadas principalmente en la mitad norte de la cuenca, donde la incisión fluvial ha erosionado los depósitos pomáceos cuaternarios.

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Cerro (Cr) Cuerpo de pequeñas dimensiones de mayor elevación topográfica que sus zonas colindantes. Estas morfologías del terreno están poco presentes en la cuenca, siendo la zona norte (Sololá) y sureste (San Lucas Tolimán). La mayoría de ellos son antiguos volcanes o coladas de lavas erosionadas, que posteriormente han sido cubiertos por depósitos piroclásticos, dando lugar a esta morfología de cerros.

Superficie de cumbre (SC) Terreno alomado o de pendientes suaves, originado por erosión en la parte superior de las laderas. Ocupan una pequeña extensión en el límite norte de la cuenca, en la parte alta de la Cordillera María Tecún (laderas de borde de caldera Atitlán I).

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Cresta aguda (CrA) Relieve positivo y estrecho, con aristas vivas, originado por la erosión en la parte superior de las laderas. Situadas, principalmente, en las laderas de borde de caldera I y III, así como en las laderas de incisión fluvial reciente. La mayoría de líneas de cresta siguen direcciones N-S o NE-SW.

Cresta redondeada (CrR) Superficie subhorizontal, alomada y estrecha (sin aristas vivas) originada por la erosión en la parte superior de las laderas. Situadas, principalmente, en las laderas de borde de caldera I y III. Al igual que las vaguadas, la mayoría de líneas de cresta siguen direcciones N-S o NE-SW.

Escarpe (Es) Pared vertical con pendiente superior a 50º. Se distribuyen uniformemente por toda la cuenca, principalmente, en las laderas de borde de caldera y en las Laderas de Incisión Fluvial.

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6.2.2.3. Formas asociadas a movimientos de ladera Cicatriz de deslizamiento (CiD) Pared vertical o subvertical que corresponde al plano de rotura del terreno en un deslizamiento.

Las cicatrices de deslizamiento presentes en la cuenca son numerosas, no obstante la mayoría son pequeñas y aunque largas, no son cartografiables a 1:25000.

Cuerpo de deslizamiento (CuD) Zona de material desplazado por un deslizamiento.

Como la mayoría de los deslizamientos de la cuenca se encuentran cercanos a los cauces de los ríos, los materiales desplazados son incorporados a los depósitos fluviales y movilizados por estos.

Cabecera (CaD)

de

deslizamiento

Límite cóncavo, del plano de rotura (o cicatriz de deslizamiento) del terreno en un deslizamiento.

Como ocurre con las cicatrices, las cabeceras de deslizamiento presentes en la cuenca son numerosas, no obstante solo se cartografiaron los observables a 1:25000. La mayoría de ellos son pequeños “arañazos” (de poca extensión) en las laderas de incisión fluvial, sobre los depósitos piroclásticos cuaternarios.

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6.2.2.4. Formas asociadas a procesos fluvio-torrenciales Abanico aluvial (AA) Cuerpo sedimentario aluvial, en forma de cono o abanico, constituido por materiales procedentes de un curso torrencial, que se sitúa en la parte baja del canal de desagüe del torrente, donde hay un cambio de pendiente cóncavo y las aguas pierden competencia.

Los principales abanicos aluviales que se encuentran en la cuenca del lago, se ubican en los alrededores del lago. Los de mayor tamaño son los abanicos del río San Francisco (sobre el cual se ubica el casco urbano del municipio de Panajachel) y el del río Quiscab.

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Barra Acumulación detrítica, de forma alargada, localizada en el cauce de un río, que puede ser estabilizada por vegetación. Las más importantes se sitúan en los cauces del los ríos San Francisco y Quiscab, cerca de las desembocaduras, siendo a veces urbanizadas.

Barranco Excavación profunda de paredes laterales verticales o subverticales debido a la erosión producida por la circulación del agua. Suelen ser zonas donde circulan torrentadas. Se encuentran distribuidos por la zona E de la cuenca (municipios de San Antonio Palopó y Santa Catarina Palopó) y, principalmente, por la zona sur (alrededor de los volcanes de San Pedro, Atitlán y Tolimán).

Cono de deyección Cuerpo sedimentario aluvial convexo, en forma de cono o abanico, constituido por materiales procedentes de un curso torrencial intermitente, que se sitúa en la parte baja del canal de desagüe del torrente, donde hay un cambio de pendiente cóncavo y las aguas pierden competencia.

La pendiente del depósito es mayor y la cuenca de recepción menor, que en los abanicos aluviales.

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Adquiere la forma de un abanico más o menos abierto, o segmento de cono, con el ápice salida del torrente y con uno o varios canales divergentes, activos o abandonados; este depósito detrítico puede estar formado por coladas fangosas (debris flows), escombros llevados por corrientes poco viscosos (water laid depósitos) y corrientes laminares (sheet floods). Generalmente presenta una distribución granulométrica decreciente del ápice a la base.

Terraza Rellano topográfico, con forma escalonada, situado en los márgenes de los cauces fluviales y, originadas por la erosión y acumulación de materiales procedente de los mismos. Pueden ser eventualmente inundables. Las terrazas cartografiables a escala 1:25.000 se encuentran en los cauces principales de la zona norte de la cuenca.

Escarpe de terraza Pared vertical en el borde de una terraza aluvial.

Se encuentran ubicadas en los cauces fluviales de mayor entidad.

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Antiguas Terrazas Rellano topográfico (eventualmente erosionado y por lo tanto degradado), situado entre 100 y 200 metros por encima de los márgenes del río San Francisco. Originados por la erosión y acumulación de materiales procedente del mismo, cuando se encontraba en un nivel de base, por encima del actual. Indican un encajamiento de la red fluvial, probablemente por un descenso del nivel del lago.

Por lo tanto, la formación de estas morfologías comienza después del ciclo Atitlán II. Sobre los sedimentos de rellenos de caldera Atitlán II, la red fluvial fue modelando el relieve dando lugar a zonas planas de terrazas, cubiertas por materiales fluviales.

Posteriormente, debido probablemente a un descenso del nivel del lago, la red fluvial se encajó, dejando estas terrazas colgadas a ambos lados del río San Francisco a una altura entre 100 y 200 metros por encima de estos, dejando estas superficies planas con depósitos aluviales gruesos (lo que indica una alta energía en el lecho).

Depósitos de canal recientes Zonas de circulación de cursos fluviales actuales, formados por erosión y acumulación de depósitos aluviales. Son las zonas aluviales activas y por ello sujetas a inundaciones recurrentes. Estas unidades se han cartografiado según los flujos y depósitos fluviales que arrastró la lámina de agua durante la tormenta Stan, ya que se han cartografiado con la Ortofoto 2006, posterior a dicha tormenta. Luego estos depósitos de canal recientes puede servir como referente para un área de flujos de depósitos e inundaciones recurrente.

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6.2.2.5. Formas asociadas a procesos lacustres Playa lacustre Superficie plana originada por la acción del oleaje lacustre. Se encuentran en la línea de costa de la zona norte de los volcanes San Pedro y Tolimán.

Superficie de erosión lacustre Superficie plana originada por erosión lacustre. Estas superficies, se sitúan en la línea de costa principalmente alrededor del volcán San Pedro y del Tolimán. Han sido originadas por erosión del oleaje lacustre, en periodos donde el nivel del lago se encontraba por encima del actual.

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7.

Referencias

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51

Informe complementario de la cartografía geológica y geomorfológica (1:25.000), de la Cuenca del Lago Atitlán (Guatemala)

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ANEXO

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Anexo. Descripción de muestras

54

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UNIDAD LITOLÓGICA: GRANITO

Q

P

F

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca ígnea maciza, de color gris claro, compuesta fundamentalmente por cristales de cuarzo y feldespato potásico, con presencia de minerales ferromagnesianos (pirita) observable a simple vista. Coloración blanquecina con pequeños fragmentos grises.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Textura porfiritica. Cristales subhedrales en una matriz afanitica. Con cristales euhedrales de cuarzo y feldespato potásico.

Minerales principales: cuazo (Q, 65%), feldespato potásico (F, 30%), pirita (P, 5%) y mica (5%).

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Buena (75-90) Jn= Indice de diaclasado: Dos familias de diaclasas y algunas aleatorias (6) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Planas, rugosas e irregulares (1,5) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre discontinuidades, con arena (4) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: No presencia de agua (1)

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UNIDAD LITOLÓGICA: GRANODIORITA

Q

P

F

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca ígnea maciza de color gris oscuro compuesta fundamentalmente por cristales de cuarzo, feldespato potásico, micas (biotita) y anfíboles.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Textura equigranular, fanerítica. Cristales euhedrales de cuarzo y feldespato potásico.

Cantidad de minerales máficos inferior al 40%.

Minerales principales: plagiocalsa (P, 50%), piroxeno (15%), feldespato (F, 10%), cuarzo (Q, 20%) y minerales opacos (5%).

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Buena (75-90) Jn= Indice de diaclasado: Dos familias de diaclasas y algunas aleatorias (6) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Planas, rugosas e irregulares (1,5) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre discontinuidades, con arena (4) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: No presencia de agua (1)

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UNIDAD LITOLÓGICA: ANDESITA

Px H

P

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca de color gris de textura media. Contiene cuarzo, biotita, horblenda, feldespato. Matriz de grano fino.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Textura porfirítica. Fenocristales dentro de una matriz criptocristalina. Los minerales principales son: plagioclasas (50%), hornblenda (20%), minerales opacos (5%), piroxenos (15%) y cuarzo (5%).

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Jn= Indice de diaclasado: Dos familias principales de diaclasas (4) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Rugosas (3).

Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: No contacto entre fracturas (5) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: No agua.

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UNIDAD LITOLÓGICA: TOBA MARÍA TECÚN

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca ígnea color gris claro, de matriz vítrea, con fragmentos líticos angulosos y cristales de hasta 5 mm de tamaño. Son observables cristales de feldespato y minerales como biotita y hornblenda.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Textura porfirítica. Cristales euhedrales en una matriz vítrea de grano fino.

Minerales: Plagioclsas (15%), Horblenda (5%), Opacos (5%), Piroxeno (10%), Cuarzo (20%), Olivino (25%), Feldespato (15%), Micas (5%)

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Buena (75-90) Jn= Indice de diaclasado: Dos familias de diaclasas y algunas aleatorias (6) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Planas y lisas (1) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre discontinuidades, con arcillas (6) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: No presencia de agua (1)

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UNIDAD LITOLÓGICA: SEDIMENTOS DE RELLENO DE CALDERA I

O L

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca vulcanoclástica con textura conglomerática de matriz arenosa. Los clastos son mayoritariamente de toba María Tecún y andesitas.

Textura gruesa, contiene fragmentos líticos entre 1- 8 cm, cuarzo con granos de 0.2 – 1 cm y fragmentos de pómez.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Textura porfirítica inequigranular. Compuesta fundamentalmente por cristales líticos (75%) , cuarzo (15%), minerales opacos (5%) y plagioclasas (5%) de hasta 2 mm, flotantes en una matriz en una matriz afanítica de color café claro.

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Jn= Indice de diaclasado: Una familia de diaclasas (2) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Diaclasas, onduladas, rugosas (3) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre fracturas relleno de arcilla (4) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: Presencia de manantiales (0,66)

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UNIDAD LITOLÓGICA: BRECHA INTRUSIVA TZANPETEY

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca brechosa de colore gris claro, de fragmentos líticos de la misma composición que la matriz. Con inclusiones de gabros horbléndicos parcialmente absorbidos. Contiene abundantes cloritas, sericita, clacita y zeolita.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Textura variada, de grano grueso a fino y desde granos panidiomorfos hasta granos hypautomorficos.

Como minerales principales: horblenda, plagioclasas y minerales alterados.

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Buena (75-90) Jn= Indice de diaclasado: Dos familias de diaclasas y algunas aleatorias (6) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Planas y lisas (1) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre discontinuidades, con arcillas (6) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: No presencia de agua (1)

60

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UNIDAD LITOLÓGICA: Toba El Adelanto

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca volcánica de color gris claro a beige. Horblenda, vidrio y plagioclasa apreciables a simple vista.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Textura de fluidal, fanerìtica. Contiene fenocristales de biotitas con tamaño aproximado de 2 mm, y repartidos homogéneamente sin seguir una dirección preferente, dentro de una matriz afanítica grisácea.

Matriz de grano fino (60%), horblenda (12%), plagioclasa (8%), Vidrio (5%), feldespatos (5%), biotita (5%), moscovita (5%)

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Buena (75-90) Jn= Indice de diaclasado: Tres familias de diaclasas (9) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Planas y lisas (1) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre discontinuidades, con arcillas (6) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: No presencia de agua (1)

61

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UNIDAD LITOLÓGICA: TOBA PANAJACHEL

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Brecha riolitica, fundida o compactadas con abundantes fragmentos angulares, bandas de riolitas de grano fino, en una matriz de vidrio o productos de devitrificación de grano fino.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Textura porfirítica. Fenocristales de feldespato (5%), plagioclasas (5%), minerales opacos (5%) y fragmentos líticos (5%) dentro de una matriz vítrea (80%).

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Buena (75-90) Jn= Indice de diaclasado: Una familias de diaclasas (2) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Diaclasas plana y lisas (1) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre discontinuidades, con arena (4) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: No presencia de agua (1)

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UNIDAD LITOLÓGICA: TOBA SAN JORGE

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca ígnea de color beige, con fragmentos líticos visibles (40%).

Puede variar desde una toba semiconsolidada de color crema, con abundantes fragmentos de pumita (0.1 - 6 cm raramente más largos de 15 cm), hasta una toba consolidada de color marrón claro que contiene abundantes fragmentos de vidrios, pero menos clastos de pumita.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Textura porfirítica. Fenocristales de plagioclasas y olivinos en una matriz afanítica.

Composición mineralógica: Fragmentos de pómez (30%), Plagioclasas (5%), Matriz de vidrio (65%)

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Buena (75-90) Jn= Indice de diaclasado: Una familias de diaclasas (2) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Diaclasas plana y lisas (1) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre discontinuidades, con arena (4) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: No presencia de agua (1)

63

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UNIDAD LITOLÓGICA: SEDIMENTOS DE RELLENO DE CALDERA II

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca vulcanoclástica (arenisca) de textura fina a media, conteniendo fragmentos de cuarzo y líticos de andesita, dentro de una matriz de arena y vidrio.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Matriz lítica con cuarzo y fragmentos líticos de hasta 4 mm de diámetro, en su mayoría angulares. Magnetita y feldespato observables a simple vista. Con pocos cristales de horblenda y biotita.

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Media (50-75) Jn= Indice de diaclasado: Dos familias principales de diaclasas y algunas aleatoria (6) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Planas y lisas (1) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre discontinuidades, con arcillas (6) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: Afluencia de agua a presión media (1 - 2,5)

64

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UNIDAD LITOLÓGICA: TOBA INFERIOR CATARATA (Tc1)

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca ígnea riolítica de color crema que varía de inconsolidada a levemente consolidada. Contiene fenocristales de horblenda, biotitas y lapillis pómez orientadas en una matriz con abundantes fragmentos grises de grano medio a grueso.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Textura porforítica. Contiene vidrio, feldespato y micas. Cristales de horblenda y magnetita.

Minerales accesorios: posible epidota, fragmentos de 1 cm de pómez.

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Mala (25-50) Jn= Indice de diaclasado: Una familia de fracturas (2) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Rugosas y onduladas (3) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Fracturas en contacto, rellenas de arcillas (4) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: Presencia de agua ocasional (1)

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UNIDAD LITOLÓGICA: DEPÓSITOS PIROCLÁSTICOS PRE LOS CHOCOYOS (Qpa1)

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca pomácea de color beige, semiconsolidada, compuesta por cenizas pomáceas y “lapilli acrecional” en su mayor parte vidrio hialino o pómez, con minerales como feldespato, horblenda, biotita, opacos y vidrio traslúcido.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Matriz de cenizas pomáceas con lapilli acrecional.

Minerales: Feldespatos (5%), Biotita (5%), Moscovita (5%), Horblenda (5%), Opacos (5%), Vidrio transparente (5%), matriz (70%)

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Mala (25-50) Jn= Indice de diaclasado: Una familia de fracturas (2) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Planas y lisas (1) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre discontinuidades, con arcillas (6) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: Afluencia de agua a presión media (1 – 0,66)

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UNIDAD LITOLÓGICA: FLUJOS PIROCLÁSTICOS LOS CHOCOYOS (Qpf3)

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Depósitos piroclastos ignimbríticos no clasificados, ni consolidados formados por cenizas, lapilli acrecional, bombas y fragmentos líticos (granitos y andesitas).

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Contiene en menor medida micas, biotitas y horblendas. biotita, anfíboles, plagioclasas y cuarzo.

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Mala (25-50) Jn= Indice de diaclasado: Una familia de fracturas (2) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Rugosas y onduladas (3) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre discontinuidades, con arcillas (6) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: Afluencia de agua a presión media (1 – 0,66)

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UNIDAD LITOLÓGICA: OLEADAS PIROCLÁSTICAS LOS CHOCOYOS (Qps3)

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca volcánica pomácea con estructuras de oleadas piroclásticas formadas por arenas y arcillas pomáceas que pueden contener intercalaciones discontinuas horizontales de lapilli.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Depósitos pomáceos, constituidos de cuarzo- vidrio- biotita, escasos fragmentos de cristales de olivinos y horblenda y fragmentos de 1 cm de diámetro de pómez. Textura media a fina.

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Mala (25-50) Jn= Indice de diaclasado: Una familia de fracturas (2) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Rugosas y onduladas (3) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre discontinuidades, con arcillas (6) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: Afluencia de agua a presión media (1 – 0,66)

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UNIDAD LITOLÓGICA: DEPÓSITOS PIROCLÁSTICOS POST LOS CHOCOYOS (Qpa4)

DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA:

Roca volcánica pomácea de color beige, de textura fina, contiene fragmentos líticos y vidrio (obsidiana) dentro de una matriz pumítica.

DESCRIPCIÓN MICROSCÓPICA:

Textura fina, conteniendo fragmentos liticos y vidrio (obsidiana) dentro de una matriz pumitica.

CARACTERÍSTICAS GEOMECÁNICAS (Barton, 2000): RQD= Calidad de testigo: Mala (25-50) Jn= Indice de diaclasado: Una familia de fracturas (2) Jr= Indice de rugosidad de las discontinuidades: Rugosas y onduladas (3) Ja= Indice de alteración de las discontinuidades: Contacto entre discontinuidades, con arcillas (6) Jw= Factor de reducción por la presencia de agua: Afluencia de agua a presión media (1 – 0,66)

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