La caracterización sedimentológica de los depósitos transportados por procesos hidrovolcánicos se basará en el estudio detallado de la granulometría, forma y orientación de los clastos y litología de los componentes. Dependiendo de la extensión del depósito, estas mediciones se llevarán a cabo a distancias regulares, entre los 50 y los 100 m, para que los resultados tengan una validez estadística. Los parámetros obtenidos se analizarán después para determinar sus variaciones en relación con la distancia a la fuente, con su posición vertical respecto al espesor total del flujo y con la morfología del canal por donde ha circulado. Dependiendo de estas variaciones se podrán determinar los mecanismos de emplazamiento del material desplazado y, conjuntamente con otras observaciones de campo, inferir los mecanismos que dieron inicio a su formación (Argudem y Rodolfo, 1990; Capra y Macías, 2000, 2002; Capra et al., 2002, 2003).

El análisis granulométrico se realizará en todas las fracciones presentes en el depósito. Con este propósito es necesario combinar distintas metodologías para obtener el espectro dimensional completo (Cronin et al. 1997; Janda 1981; Kellerhals and Dale, 1971; Mothes at al., 1998; Palacios et al., 1998; 1999 2001; Pierson and Scott, 1985; Scott, 1988, 1989; Smith et al., 1991; Thouret et al., 1998). Para fragmentos de tamaño mayor a –4 f (> 32 mm) se fijarán en el campo 100 puntos para el análisis, utilizando una malla cuadrada, o se trabajará sobre imágenes digitales tomadas en el afloramiento. Para las fracciones de tamaño entre –4 f (<32 mm) y 4 f (0.0063 mm) se harán análisis de laboratorio por tamizado seco o húmedo, mientras que para las fracciones < 4 f (<0.0063, limo y arcillas) se utiliza un sedimentógrafo láser (Analysett 20, Fritch). Los resultados de cada metodología se utilizarán conjuntamente para obtener la distribución granulométrica de todo el depósito, ya que en trabajos anteriores se ha demostrado que los valores obtenidos de la medida por puntos son equivalentes a los porcentajes en peso obtenidos en laboratorio (Kellerhals and Dale, 1971).

A partir de la distribución granulométrica se obtendrán los parámetros estadísticos sedimentológicos utilizando las fórmulas siguientes (Folk, 1980):

FORMULA	SIGNIFICADO
Md=Φ50	Mediana: diámetro correspondiente al 50% de la curva cumulativa
Mz=(Φ16+Φ50+Φ84)/3	Media: diámetro medio obtenido promediando toda la curva cumulativa. Tiene en cuenta toda la distribución granulométrica.
σ1= (Φ16 +Φ84)/4 + (Φ5+Φ95)/6.6	Selección: desviación estándar gráfica. Mide el grado de dispersión o de bimodalidad. Considera el 90% de la curva cumulativa; por lo tanto, es más representativa que el parámetro σ1.
σG= (Φ16+Φ84)/2	Selección: calculada solamente en la porción central de la curva.
Sk1=(Φ16+Φ84-2Φ50)/2(Φ16-Φ84)+(Φ5+Φ95-2Φ50)/2(Φ5-Φ95)	Skewness: asimetría gráfica, mide la dirección de las “colas” de la curva acumulativa. Varía de +1 (abundancia material fino) a –1 (abundancia material grueso). Calculada sobre el 90% de la curva.
SkG=(Φ16+Φ84-2Φ50)/(Φ16-Φ84)	Skewness: asimetría gráfica, calculada considerando solo la porción central de la curva.
KG= (Φ95-Φ5)/2.44(Φ15-Φ25)	Kurtosis: mide la concavidad de la curva e indica el tipo de selección. Cuanto más pobre es la selección, más plana es la curva (KG < 1). En una distribución gaussiana KG es igual a 1.

 

El análisis de la composición mineralógica de la fracción arcilla de la matriz resulta fundamental para poder determinar una componente de alteración hidrotermal en el sector colapsado del edificio volcánico. Para ello, se preparan láminas delgadas con el objeto de analizarlas con el difractómetro de rayos X (Difractómetro Philips con generador 1410 Volts, tubo con anticátodo de cobre y monocromador de grafito). Las láminas se preparan decantando la fracción más fina de 5 f durante una hora, tiempo después del cual, solamente las fracciones arcillosas se mantienen en suspensión.

Para determinar la orientación de los clastos, se procederá con la medición en afloramiento de la dirección del eje mayor de por lo menos 100 clastos, registrando también su altura en el deposito, ya que durante el emplazamiento de estos flujos los mecanismos de transporte pueden diferir entre la base del mismo (movimientos laminares o hasta turbulento en el frente) y su cuerpo central (transporte masivo sin orientación preferencial de los clastos).

 

Referencias.-

Arguden, A.T. y Rodolfo, K.S. (1990) Sedimentologic and dynamic differences between hot and cold laharic debris flows of Mayon Volcano, Philippines. Geological Society of America Bulletin, 102: 865-876.

Capra, L. y Macías J.L. (2000) Pleistocene flank failure at Nevado de Toluca Volcano, Central Mexico: A debris avalanche transformed to cohesive debris flow. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 101 (1/2): 149-167. DOI: 10.1016/S0377-0273(00)00186-4 

Capra, L.; Macías, J.L.; Scott, K.M.; Abrams, M.; y Garduño-Monroy, V.H. (2002). Debris avalanches and debris flows transformed from collapses in the Trans-Mexican Volcanic Belt, México – Behavior, and implication for hazard assessment.Journal of Volcanology and Geothermal Research. 117(1-2): 81-110. DOI: 10.1016/S0377-0273(01)00252-9 

Capra, L. y Macías, J.L. (2002). The Cohesive Naranjo Debris-Flow Deposit (10 km3): A dam breakout flow derived from the Pleistocene Debris-Avalanche Deposit of Nevado de Colima Volcano (Mexico). Special Issue of the Journal of Volcanology and Geothermal Research 117(1-2): 213-235. DOI: 10.1016/S0377-0273(02)00245-7 

Capra, L.; Poblete, M.A.; y Alvarado, R. (2003) The 1997 and 2001 lahars of Popocatépetl volcano (Central Mexico): textural and sedimentological constraints on their origin and hazads. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 131 3/4: 351-369. DOI: 10.1016/S0377-0273(03)00413-X. 

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Janda, R.J.; Scott, K.M.; Nolan, K.M.; y Martinson, H.A. (1981) Lahar movement, effects, and deposits. In: P.W. Lipman & D.R. Mullineaux (Eds.): The 1980 eruption of Mount St. Helens, Washington. U.S. Geological Survey Professional Paper, 461-478 pp.

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Palacios, D.; Zamorano, J.J.; y Parrilla, G. (1998) Proglacial debris flows in Popocatepetl North Face and their relation to 1995 eruption. Zeitschrift für Geomorphologie 42 (3): 273-295.

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Thouret, J. C.; Abdurachman, K. E.; y Bourdier, J.-L. (1998) Origin, characteristics, and behaviour of lahars following the 1990 eruption of Kelud volcano, eastern Java (Indonesia). Bulletin of Volcanology, 59: 460-480.