Texto preparado por los alumnos de la UNAM participantes del curso

Transcripción

MONTE SHASTA
3
Resumen
3
Introducción
3
Geología regional
4
Geología local
5
Geoquímica
6
Monte Shasta ancestral y depósito de avalancha de escombros
7
Amenaza
9
Referencias
10
MOUNT ST. HELENS
12
Resumen
12
Introducción:
12
Geología regional
14
Geologia Local
15
Historia de su volcanismo:
15
La erupción de 1980
16
Riesgos
21
21
MONTE RAINIER
22
Resumen
22
Introducción
22
Localización y Marco Regional
22
El Mt. Rainier y las Amenazas relacionadas con la inestabilidad
24
Discusión y Conclusiones
30
Referencias
31
MONTE HOOD
32
Introducción
32
Drenaje
33
Glaciaciones.
34
Rocas volcánicas del Monte Hood.
36
Depósitos de antiguos flujos de lodo y flujos piroclásticos.
37
Periodos eruptivos recientes y sus productos.
38
Periodo eruptivo Polallie
38
Periodo Eruptivo Timberline
40
Periodo eruptivo Old Maid.
41
Petrología.
42
Sismicidad en el Monte Hood.
43
Riesgo volcánico.
45
Conclusiones
46
Referencias
47
COMPLEJO VOLCÁNICO THREE SISTER, EN OREGON.
48
Resumen
48
Introducción
48
North Sister
48
Middle Sister
49
South Sister
50
Observaciones InSAR en 1992-2000.
51
52
Geotermia
52
Geotermia
53
Sismicidad.
53
Referencias
54
NEWBERRY VOLCANO
55
Intro:
55
History and Regional Information:
57
General Vulcanological - Geological Settings:
58
The Caldera and related lava flows
58
Fault System / Vents on Newberry´s Flanks
61
Lava Butte and Prehistoric Lake Benham
62
Tephras deposits:
63
Tephras Deposits and minor pyroclastic flows:
65
Big Obsidian Eruptive Period
65
Newberry Pumice
66
East Lake eruptive period:
68
Pleistocene tephra:
69
Lava Pass tephra
70
TEPHRA CORRELATION:
72
AGES OF NEWBERRY TEPHRAS
72
Big Obsidian Flow:
73
Hazard in Newberry:
77
Bibliography:
80
MONTE SHASTA
Por Hugo Murcia, Instituto de Geofísica, UNAM
Resumen
La asignatura Volcano Instability hace parte de una de las actividades que, dentro del
programa EHaz, se lleva a cabo con el objetivo de promover el entendimiento para
Norteamérica de una de las amenazas mas grandes asociadas a los volcanes. En este sentido una
salida de campo al final del curso hace parte de la última actividad en donde se pretende
conocer algunos casos importantes que tienen que ver con la inestabilidad de volcanes. Entre
otros, el Monte Shasta es uno de los volcanes a visitar, con el objetivo de conocer una de las
avalanchas de escombros mas grandes reportadas en la actualidad, con un volumen de ~26km3
en un área de ~450km2 ocurrida hace 300,000 – 360,000 años. En este depósito se tiene bien
definido la facies de bloques en cientos de montículos y la facies de matriz en zonas planas. Sin
embargo como no se encontró actividad eruptiva asociada, se cree que el mecanismo disparador
pudo haber sido un sismo. En la actualidad el Monte Shasta es un volcán activo con una altura
de 4317msnm y la última erupción reportada en el año 1786.
Introducción
El Monte Shasta (Lat. 41°24’33’’N, Long. 122°11’41’’W, 4317m), es un inmenso
estratovolcán ubicado al norte de California y al sur de la cadena volcánica de las Cascadas
(Nathenson et al., 2003) (Fig. 1). Esta cadena representa la mas reciente actividad volcánica
calco-alcalina en la región (Condie and Swenson, 1973), tiene 1100km de largo y se encuentra
distribuida desde el norte de California – U.S. hasta British Columbia - Canadá. A su vez, esta
relacionada con la subducción de la placa Juan de Fuca y la placa Gorda. El Monte Shasta es el
mas grande estratocono andesítico de la cadena de las Cascadas con aproximadamente 500km3
eruptados en los últimos 200,000 años y el segundo mas alto después del Monte Rainier (4392).
Geológicamente ha producido domos, flujos de lava y flujos piroclásticos de composición
andesítico-basálticos, andesiticos, dacíticos y riodacíticos. Su última erupción se cree que fue en
1786.
-3-
El Monte Shasta ha sido descrito a partir de 4 periodos eruptivos con edades de
<250,000 a >130,000 años A.P., 80,00 a 10,000 años A.P., ~9000 años A.P. y 9,000 a 2000
años A.P. Sin embargo lo mas característico es un inmenso depósito de avalancha en el edificio
que se conoce como Shasta Ancestral y que avanzó poco mas de 50km involucrando
megabloques de hasta 280m, siendo hasta ahora los mas grandes encontrados en el mundo.
Figura 1. Mapa de localización de la cadena volcánica de las Cascadas y algunos volcanes que la conforman.
Geología regional
El Monte Shasta esta rodeado al sur y al oeste por rocas pre-terciarias de la provincia
Klamath Mountain mientras que al norte y al este por productos volcánicos Terciarios y
Cuaternarios de las Altas Cascadas (High Cascades) (Baker et al., 1994). Hacia el este (~60 km)
se encuentra un gran escudo volcánico denominado Medicine Lake que consiste de lavas
basálticas y riolíticas, y al sureste (~130 km) se encuentra el campo volcánico Lassen (Lassen
Volcanic Field) (Grove et al., 2002). Directamente infrayaciendo el edificio, se encuentran
arenas Terciarias, shales y andesitas volcánicas, rocas graníticas Mesozoicas, rocas ultramáficas
de la ofiolita Trinidad (Trinity ophiolite) y rocas metasedimentarias Mesozoicas y Paleozoicas
(Grove et al., 2002). Igualmente Baker et al. (1994) específico productos volcánicos Terciarios
de Cascadas Oeste (Western Cascades) y Altas Cascadas (High Cascades). Según diferentes
investigaciones sísmicas, en este sector la localización del límite corteza-manto se encuentra
entre 33-37 km y la posición del slab subducido a 125 km (Benz et al., 1992 en Grove et al.,
2002). La placa Juan de Fuca esta siendo subducida a una tasa de 40 mm/año y la placa bajo el
Monte Shasta tiene una edad aproximada de 12 a 14 millones de años (Green and Harry, 1999
en Grove et al., 2002). El origen del Monte Shasta esta relacionado con la proyección de la zona
de fractura Blanco (Grove et al., 2002). (Fig. 2).
-4-
Figura 2. Mapa que ilustra la relación del Monte Shasta con otros volcanes de las Cascadas y las
mayores características tectónicas.
Geología local
El Monte Shasta es un volcán compuesto formado de cuatro conos mayores
sobrepuestos construidos a su vez en un remanente de un volcán mas viejo (Volpe, 1992).
Según Christiansen et al. (1977 en Grove et al., 2002) las cuatro unidades cronológicas
corresponden a episodios durante los cuales cada cono se formó; Sargents Ridge (<250,000 a
>130,000 años A.P.), Misery Hill (80,00 a 10,000 años A.P.), Shastina (~9000 años A.P.) y
Hotlum (9,000 a 2000 años A.P.), siendo este último el cráter actual del volcán (Fig. 3). El cono
Sargents Ridge constituye el flanco sur del volcán y esta constituido por flujos de lava
andesíticos y dacíticos, flujos piroclásticos y domos que ahora se encuentran profundamente
erodados; el cono Misery Hill esta 0.5km al sur del cráter Shasta y esta constituido por flujos de
lava, flujos piroclásticos, un domo dacítico en el interior de su cráter y un flujo pumítico como
última actividad; el cono Shastina esta ubicado a 2.5km al oeste del cráter Shasta y esta
constituido por domos dacíticos, flujos de lava andesíticos y dacíticos, y flujos piroclásticos; y
el cono Hotlum que es el actual cráter y esta constituido por domos dacíticos, flujos de lava
andesíticos y dacíticos, y flujos piroclásticos. Estructuralmente el Monte Shasta esta controlado
por un sistema de fallas en dirección N-S, que a su vez, controló el desarrollo de diferentes
domos andesíticos, y al menos dos conos cineríticos basálticos (Condie and Swenson, 1973). La
última erupción del Monte Shasta ocurrió hace aproximadamente 200 años, con un promedio de
una vez cada 800 años en los últimos 10,000 años (Miller, 1980 en Volpe, 1992) siendo la
última erupción posiblemente en 1786 (Grove et al., 2005). Sus productos principales son flujos
-5-
de lava desde el cráter central, basaltos y andesitas basálticas en la evolución temprana de los
domos, y domos dacíticos y flujos piroclásticos en el final de la construcción de cada cono
(ciclo) (Volpe, 1992). No obstante, Nathenson et al. (2003) menciona que predominan las lavas
de andesita silícica y Grove et al. (2005) reportan andesitas multi-piroxenos, dacitas, riodacitas,
andesitas magnesianas, andesitas basálticas y toleítas de olivino altas en alúmina. En cuanto a
actividad hidrotermal, aunque en el pasado solo se conocía una fumarola o manantial caliente
con una temperatura de 82° (Moxham, 1970), ahora se han descubierto numerosos manantiales
tanto termales como no termales (Nathenson et al., 2003) (Fig. 4).
Figura 3. Mapa geológico del Monte Shasta que
muestra la distribución de los productos en cada
ciclodefinido por Christiansen et al. (1977).
(Tomado de Volpe, 1992).
Figura 4. Mapa de sombras que muestra la
localización de los manantiales existentes en el
Monte Shasta. (Tomado de Nathenson et al,
2003).
Geoquímica
Según Anderson (1973) los productos del Monte Shasta varían entre 51 y 59% en
concentración de SiO2, con inclusiones de vidrio entre olivinos ricos en magnesio con un
contenido de agua superior al 4%. Sin embargo Condie and Swenson (1973), mencionan que el
Monte Shasta esta compuesto principalmente de andesitas de piroxeno y dacitas, ambas con
fenocristales de hornblenda que varían entre 5 y 10% en cantidad, aunque con una
concentración de SiO2 mayor, entre 60 y 67%, a excepción de unas pocas rocas basálticas
encontradas en conos satélites que muestran una concentración entre 49 y 52%. Igualmente
-6-
estos autores reportan una disminución en los últimos productos del Monte Shasta de los
elementos K y Rb. De otro modo, Anderson (1973) reporta que los productos basálticos del
Monte Shasta, se cree que tienen su origen en un magma parental rico en volátiles que se
estanca en niveles donde ocurre una cristalización temprana del anfíbol y se produce una
diferenciación cálcica. No obstante Condie and Swenson (1973) con base en el contenido de
Sr87-86 proponen un origen magmático de mezcla de magmas toleíticos de dorsal con
sedimentos del mar profundo del Océano Pacífico o rocas del basamento cristalino en los que
descansan algunos de los volcanes de Cascadas. Posteriormente Newman et al. (1986) a partir
de análisis químicos de elementos (mayores y traza), petrológicos y de desequilibrio 230Th238U concluyeron que la génesis del magma del Monte Shasta esta dominada por mezcla de
magmas y asimilación de la corteza dominante, aunque Volpe (1992) aclara que los basaltos y
las andesitas reflejan un origen en el manto con pequeñas asimilaciones de corteza oceánica
durante el ascenso del magma.
Monte Shasta ancestral y depósito de avalancha de escombros
En el valle Shasta, Crandell et al. (1984) describió un depósito de avalancha (Fig. 5 y 6)
que fue derivado de un volcán que denominó Ancestral Monte Shasta con una edad de 300,000
– 360,000 años. En esté depósito identificó tanto facies de bloques como facies de matriz (Fig.
7). En la facies de bloques, encontró principalmente cientos de piezas coherentes de hasta
cientos de metros de origen volcánico dispersas en montículos que iban disminuyendo en
cantidad, área basal y altura con la distancia; los bloques incluyen fragmentos de brechas
andesíticas y depósitos volcaniclásticos coherentes algunos de los cuales están afectados por
fallas normales. En la facies de matriz, encontró que bordeaban los montículos e infrayacía en
áreas planas a los mismos con una mala selección y mezcla no estratificada de material variando
en tamaño desde arcilla hasta bloques y texturalmente similar a un lahar; esta facies tiene
fragmentos litológicamente idénticos a las andesitas encontradas en la facies de bloques, además
de clastos de arena y conglomerado derivados de las rocas que infrayacen el valle Shasta. No
obstante, Crandell et al. (1984) no encontraron depósitos juveniles asociados a alguna actividad
eruptiva por lo que infirieron en un sismo el agente disparador.
El depósito total, se extiende dentro del valle Shasta desde 15km hasta 55km a partir del
actual Monte Shasta. Para el Monte Shasta ancestral se asume que la altura fue similar al Monte
Shasta actual, por lo que se cree que el colapso fue a 4300msn. La superficie de elevación del
depósito es de 1060m en el sector inicial y 770m en la parte distal, cubre un área de al menos
450km2 y un volumen de 26km3 siendo, el depósito de avalancha subaéreo mas grande
reportado en la tierra. (Crandell et al., 1984; Ui and Glicken, 1986; Ui et al., 2000)
-7-
Figura 5. Imagen del relieve de montículos o relieve hummocky producido por la
avalancha de escombros asociada al Monte Shasta ancestral. La imagen fue tomada de la
US Geological Survey online.
Figura 6. Esquema que ilustra la dirección del colapso en
el Monte Shasta ancestral.
Figura 7. Topografía de parte del depósito de avalancha. Los
montículos representan la facies de bloques y los sectores
planos la facies de matriz. (Tomado de Crandell et al., 1984)
-8-
Posterior al trabajo de Crandell (1984), Ui and Glicken (1986) dividieron la facies de
bloques en tres tipos, con base en la naturaleza del material: (1) bloques brechados o masivos
derivados de flujos de lava o domos, (2) bloques de rocas volcaniclásticas estratificadas y (3)
bloques de material sedimentario accidental que infrayacen el valle Shasta. Estos bloques tienen
tamaños máximos de 110 m, 220 m y 280 m, respectivamente, siendo este último el mas grande
reportado en el mundo (Ui et al., 2000). Los bloques de lava contienen generalmente textura en
rompecabezas (figura 8B) y los bloques de rocas volcaniclásticas están generalmente fallados
(figura 8A) o deformados de una manera plástica (también hay algunas texturas en
rompecabezas pero en fragmentos individuales); los bloques de material sedimentario se
encuentran generalmente dentro de la facies de matriz en las áreas planas y corresponden a
arenitas (lacustres y fluviales) y lodolitas.
Amenaza
Figura 8. Imágenes que ilustran características típicas de los componentes de la avalancha de
escombros. A. Sección de un montículo que expone un solo bloque fallado. B. Textura en
rompecabezas en un bloque. (Tomado de Ui and Glicken, 1986)
Un mapa de amenaza volcánica fue presentado por Crandell and Nichols (1987) (Fig.
9). En él, se separan los flujos piroclásticos y oleadas de las zonas amenazadas por flujos de
detritos.
El mapa de amenaza presentado para los flujos piroclásticos y oleadas es dividido en
tres zonas utilizando para la número 3, la base de los últimos 10,000 años. De esta forma la zona
mas alejada es la zona que define menor probabilidad de ser afectada por un evento, mientras
que la zona número 1 es la mas amenazada. (Fig. 9).
Para los flujos de detritos la zona oeste es la mas susceptible de ser afectada por flujos
de detritos, mas aún cuando estos no tienen que estar necesariamente asociados a un evento
volcánico. (Fig. 9)
-9-
Figura 9. Mapa de amenaza para el volcán Monte Shasta. La figura A corresponde a la amenaza por
flujos piroclásticos y oleadas. La figura B corresponde a la amenaza por flujos de detritos. (Modificado
de Crandell and Nichols,1987)
Referencias
•
Anderson, A. T., 1973. The before-eruption water content of some high-alumina
magmas.
•
Bulletin of Volcanology. 37: 530-552
•
Baker, M. B., Grove, T. L. and Price, R., 1994. Primitive basalts and andesites
from the Mt. Shasta region, N. California: products of varying melt fraction and
water content. Contribution of Mineralogy and Petrology. 118: 111-129.
•
Condie, K. C. and Swenson, D. H., 1973. Compositional variation in three
Cascade
stratovolcanoes:
Jefferson,
Rainier
and
Shasta.
Bulletin
of
Volcanology. 37: 205-229.
•
Crandell, D. R., Miller, C. D., Glicken, H. X., Christiansen, R. L. and Newhall,
C. G., 1984.
•
Catastrophic debris avalanche from ancestral Mount Shasta volcano, Calfornia.
Geology. 12: 143-146.
•
Crandell, D. R. and Nichols, D. R., 1987. Volcanic hazards at Mount Shasta,
California:
U.S.
Geological
Survey
Pamphlet,
21
p.
In:
http://www.siskiyous.edu/shasta/geo/index.html.
•
Grove, T. L., Parman, S. W., Bowring, S. A., Price, R. C. and Baker, M. B.,
2002. The role of H2O-rich fluid component in the generation of primitive
- 10 -
basaltic andesites and andesites from the Mt. Shasta region, N California.
Contribution of Mineralogy and Petrology. 142: 375-396.
•
Grove, T. L., Baker, M. B., Price, R. C., Parman, S. W., Elkins-Tanton, L. T.,
Chatterjee, N. and Müntener, O., 2005. Magnesian andesite and dacite lavas
from Mt. Shasta, northern California: products of fractional cristallization of
H2O-rich mantle melts. Contribution of Mineralogy and Petrology. 148: 542565
•
Moxham, R. M.,1970. Thermal features at volcanoes in the Cascade Range, as
observed by aerial infrared surveys. Bulletin of Volcanology. 34: 77-106
•
Nathenson, M., Thompson, J. M. and White, L. D., 2003. Slightly thermal
springs and nothermal springs at Mount Shasta, California: Chemistry and
recharge elevations. 121: 137-153
•
Ui, T and Glicken, H., 1986. Internal structural variations in a debris-avalanche
deposit from ancestral Mount Shasta, California, USA. Bulletin of Volcanology.
48: 189-194
•
Ui, T., Takarada, S. and Yoshimoto, M., 2002. Debris avalanches. In:
Encyclopedia of Volcanoes. Sigurdson (edit). p.617-626
•
Volpe, A. M., 1992. 238U-230Th-226Ra disequilibrium in Young Mt. Shasta
andesites and dacites.
- 11 -
MOUNT ST. HELENS
Por: Judith Callejas Moreno, Instituto de Geología, UNAM
Resumen
El Monte Santa Elena esta localizado en la ciudad de Olimpia en el estado de
Washington. Tiene una elevación de 2549 metros sobre el nivel del mar y forma parte de la
Cordillera Cascade. La Cordillera Cascade esta formada por 15 volcánes activos y pequeños
centros volcánicos que tuvieron actividad durante el Terciario tardío y el Cuaternario. Ocho
volcanes activos en los últimos 100 años, entre ellos: Rainier, Shasta, Hood y otros. La
actividad tectónica esta controlada por la subducción de la placa Juan de Fuca por debajo de la
placa Norteamericana, esto nos índica una configuración de arco continental. Según la
intensidad de su actividad el Monte Santa Elena se considera intermitente en un lapso de 4000
años, el 18 de mayo de 1980, este volcán entró en erupción con una actividad exclusiva, tras la
erupción inicialmente comenzó a formarse un domo de lava. Dos meses antes de esta erupción
comenzó una fuerte actividad sísmica en la zona, dando lugar a fracturas en el edificio y
deformación. Recibió su actual nombre del diplomático británico Alleyne Fitzherbert, 1er Barón
de St Helens, quien era amigo de George Vancouver, un explorador que realizó un sondeo del
área a finales del siglo XVIII. Este trabajo presenta una vista general de la erupción del Monte
Santa Elena, mostrando los procesos que se observaron y los daños ocasionados.
Introducción:
El Monte Santa Elena se localiza en Estados Unidos de América, en Washington, en la
Ciudad de Olimpia (ver figura 1), está a 55 km en dirección oeste del Monte Adams
(Washington), que está en la parte este de las Cascade Range, tiene una elevación de 2549
metros sobre el nivel del mar. El 18 de mayo de 1980 fue la erupción mas larga de su historia y
según las observaciones más recientes tuvo su ultima actividad el 10 de Junio de 2007 (USDA
Forest Service) aunque la ultima gran erupción de este volcán data del 2005.
El Monte Santa. Elena es geológicamente joven en comparación a otros grandes
volcanes de las Cascades. Se formó sólo en los últimos 40.000 años, y el cono de la cumbre
antes de 1980 comenzó a crecer apenas hace unos 2.200 años atrás. El volcán también es
conocido por haber sido el más activo en las Cascades en los últimos 10.000 años.
- 12 -
Según su erupción es un estratovolcán,
aunque también se le formó un domo de lava:
este domo se forma cuando la chimenea expulsa
pequeñas cantidades de magma en forma de lava
demasiada
viscosa
para
recorrer
grandes
distancias y sin suficientes gases para provocar
una explosión, Se acumula en la chimenea y
forma un domo, del domo en crecimiento a
menudo se desprenden bloques de lava que
crean flujos piroclásticos.
Dentro de su
actividad también ha tenido erupciones del tipo
Pliniano, caracterizándose por expulsar grandes
columnas de gases y avalanchas incandescentes
de rocas y cenizas.
Los bosques que cubren cerca de la
mitad de la superficie del estado, están
Figura 1. Localización del Monte Santa
Elena, Washington, Estado Unidos
representados por: el abeto falso, el pino ponderoso, el cedro, la cicuta, helechos y musgos,
también hay parte de bosque de coníferas. Las plantas crecen de nuevo, gracias a la gran
fertilidad de las cenizas y el lodo, y el bosque arruinado ha sido resembrado. Pero mientras no
haya de nuevo suficiente vegetación que consolide el suelo en las laderas del volcán, las lluvias
y las nevadas fuertes presentan peligro de más avalanchas de lodo; por ello, para estimular el
crecimiento, desde helicópteros se han diseminado fertilizantes en las laderas desnudadas más
inaccesibles de la montaña. En estos bosques, así como en los montes, hay osos, alces, pumas,
gatos y cabras monteses y siervos mula. Otros mamíferos de menor tamaño son el castor, el
visón, la marta, la rata almizclera, la comadreja, la ardilla, el puerco espín, la ardilla listada y el
ardillón. Las aves que predominan son el cuervo, la alondra occidental, el urogallo americano y
el halcón de la pradera.
El cultivo agrícola más importante es el maíz, también tienen importancia el heno, la
papa, la remolacha azucarera, los chícharos y los bulbos de flores. Washington es el principal
productor de manzana, es además famoso por sus cerezas, ciruelas, uvas, peras y arándanos. Los
productos ganaderos (leche y sus derivados, carne de ganado vacuno y ovino) aportan más de
una tercera parte del ingreso agrícola anual. Los principales depósitos minerales son: el plomo,
el zinc, el magnesio, el oro y el carbón son los principales depósitos minerales.
- 13 -
Geología regional
El volcanismo de la Cordillera Cascade ha dejado un terreno completamente de rocas
volcánicas y metavólcanicas terciarias, los procesos fluviales ha modificado el paisaje dando
lugar a depósitos epliclásticos.
La red hidrológica de la región esta comprendida por los ríos Toutle, Kalama, Lewis, el
lago Spirit, entre otros. Es importante mencionar la hidrología debido al comportamiento de los
flujos producidos por las erupciones del volcán se producen inundaciones, avalanchas, y más,
ocasionan peligros.
El marco tectónico regional esta controlado por la subducción de la placa Juan de Fuca, por
debajo de la placa de Norteamérica, en dirección W a E, a una velocidad aproximada de ~4
cm/yr (Mazzotti, S. et al., 2003).
La configuración tectónica entonces, es la típica de un arco continental, de actividad
reciente (desde el Terciario a la actualidad). La incesante actividad de las placas ha provocado la
generación de estos volcanes compuestos, tal es el caso del
Santa Helena
La placa Juan de Fuca se divide en tres microplacas,
la del norte Explorer Plate, al centro Juan de Fuca Plate y al
sur Gorda Plate. Ésta placa se está fragmentando debido a la
formación de nuevo piso oceánico en la cordillera Juan de
Fuca –Juan de Fuca Ridge- y zonas de fractura como la de
Blanco al sur –que conecta con el Ridge Gorda- y la zona de
fractura Sovanco al norte –que conecta con el Explorer
Ridge; es un juego tectónico de microplacas, que viene
migrando desde el sur y provocando efectos como la
separación de Baja California,en la placa de Norteamerica, la
parte continental es un bloque llamado Oregon Block, que
tiene un movimiento al norte, entonces eso genera
transtensión (Figura 2).
Figura 2. tectónica de la zona
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Geologia Local
La geología local esta compuesta por los depósitos de las erucpciones más recientes
tales como: depósitos de cenizas, lahares, avalanchas o flujos de escombros, derrames
andesíticos, dacitas, piedra pomez y otros. En la figura 3 se muestra un mapa con los depósitos
de la erupción de 1980, flujos piróclásticos, depósitos de avalancha, depósitos de flujos de lodo,
depósitos de explosiones laterales.
Figura 3. Mapa de depósitos de la erupción de 1980 del
monte Santa Elena
Historia de su volcanismo:
Las etapas eruptivas tempranas de Santa. Elena se conocen desde hace alrededor de 40
000 años y se dividenen: la etapa “Ape Canyon Satge” de hace 40 a 35 000años, la etapa
“Cougar stage”, hace 20-18.000 años, y la etapa “Swift Creek satage” de hace 13-8.000 años.
Las etapas ancestrales y modernas difieren en composición, las ancestrales con una mezcla de
andesita y dacita, mientras que las modernas son muy diversas, desde basaltos de olivino hasta
andesitas y dacitas.
El Monte Santa Elena comenzó su crecimiento en el pleistoceno hace 37.600 años,
terminó hace aproximadamente 35000 años y fue seguido por 17.000 años de la tranquilidad
relativa. Las partes de este cono ancestral fueron hechas fragmentos y transportadas por los
glaciares hace 14.000 a 18.000 años durante el período glacial pasado del hielo. El segundo
período eruptivo, la etapa Cougar, comenzada hace 20.000 años y duró hasta cerca de 2000, con
- 15 -
flujos piroclásticos, de piedra pómez y ceniza junto con crecimiento de un domo. Seguido de
5.000 años de inactividad.
El periodo moderno de actividad del Santa Elena comienza con la gran erupción de
1980, la cual se describe a cntinuación.
Figura 4. Erupciones durante los últimos 4000 años.
En este trabajo se pretende resumir la erupción de 1980, porque esta actividad marcó la
historia del Monte Santa Elena en un antes y un después, debido a lo espectacular en todos los
aspectos de esta erupción.
El comienzo de esta actividad se observa a través de los datos sísmicos registrados, a
partir del 20 de marzo de 1980, a partir de este momento se comenzó con la implementación de
un sistema de vigilancia debido al aumento en la actividad sísmica, restringiendo los accesos a
la zona, la actividad continua acompañada con actividad explosiva y fracturas en el edificio
formándose así un pequeño cráter en la cima. Para el 3 de abril del mismo año, se declara estado
de emergencia, y la actividad sísmica continua con sismos mayores a 3 grados de magnitud, hay
- 16 -
exhalaciones de vapor y ceniza, para el 18 de ayo la gran erupción comienza con un temblor de
5.1 de magnitud.
Figura 5. Gráfica de sismos
En la figura 5 se muestra un gráfica de la recurrencia sísmica. A parir del 20 de marzo hubo
incremento en las erupciones, el primer sismo de magnitud 4.2 ocurrió a poca profundidad, a
partir del 21 de marzo aumentan los sismos por hora de tipo tectónico de baja magnitud y los
sismogramas detectan enjambres de sismos, a partir del 27 de marzo se observa una
disminución gradual en el número de sismos pero aumento en su magnitud, e mayor sismo de
magnitd 5.2 acurrio el 18 de mayo, de 1980.
- 17 -
El proceso de la erupción se muestra en la figura 6, es importante mencionar que estos
cuatro estados del volcán ocurren en un periodo muy corto, en cuestión de segundos. En la parte
A, se observa como se comienza a fragmentar el edificio volcánico y la formación del domo. En
la figura B se observa que comienza a haber exhalaciones y deslizamientos, la formación de
flujos. En la figura C, se observa la formación de explosiones laterales, flujos piroclásticos y
nubes de ceniza, lahares. En la figura D se muestra la erupción pliniana que tuvo una duración
de casi nueve horas, dando lugar a los siguientes fenómenos.
Figura 6. Erupción de
1908
- 18 -
Los productos de la erupción son:
Explosión lateral: se forma por el retiro repentino de la presión lanzada flanco del norte del
volcán en el sistema hidrotérmico y magmático dentro del éste, accionando una explosión lateral
devastadora al norte (Figura 3). El lanzamiento precipitado de la presión, del volcán por la
avalancha se puede comparar de algunas maneras al retiro del casquillo de una botella vigoroso
sacudida del estallido de la soda. La explosión lateral hacia el norte, junto con la ceniza, y el gas
caliente devastó un área de cerca de 150 millas cuadradas. Los árboles pelados por la ráfaga de
la mayoría de la colina se inclinan a seis
millas de norte del volcán. La explosión
depositó bloques y un excedente más pequeño
del fragmento de la roca y orgánico de la
ruina el área devastada en capas a más de tres
pies en grueso. Rodear esta zona de la
vegetación derribada es una banda estrecha de
la madera chamuscada pero derecha en la cual
los depósitos arenosos son tan gruesos como
cuatro pulgadas; esta zona tiene un área de
cerca de 25 millas cuadradas.
La columna de Pliniana (erupción vertical): La columna de ceniza formada dentro de pocos
minutos de la explosión lateral. En el plazo de diez minutos, la columna de la ceniza alcanzó
una altitud de más de 12 millas. La ceniza de esta nube
de la erupción se desplazó rápidamente por el soplado
de
los
vientos
predominantes,
produciendo
el
relámpago y comenzando centenares de fuegos
pequeños del bosque, y causando oscuridad hacia el
este para más de 125 millas. La ceniza cayó
visiblemente sobre los grandes llanos, y la ceniza fina
fue detectada por los sistemas usados para supervisar
la contaminación atmosférica en varias ciudades de los
Estados Unidos del noreste. Un poco de ceniza viajó
alrededor del globo en approximadamente dos
semanas. La ceniza depositada durante las nueve horas
de la actividad eruptiva vigorosa ascendió a cerca de
540 millones de toneladas distribuidas sobre un área
de más de 22.000 millas cuadradas. El volumen de la
- 19 -
ceniza es igual a cerca de 0.05 milla cúbica de la roca sólida, y es solamente cerca de diez por
ciento de la cantidad de material que resbaló del volcán durante la avalancha.
Lahares (mudflows): son flujos densos, viscosos, son mezclas contienen típicamente 60 por
ciento de sedimento y 40 por ciento de agua al lado del volumen. Los lahares ocurrieron en casi
todas las corrientes que drenaban el volcán durante la erupción y fue formado de tres maneras
importantes:
1. Dentro de los minutos del inicio, de
las oleadas piroclásticas mezcladas con
nieve y del hielo de la erupción en los
flancos superiores del cono, formando
lahares importantes en el río del sur de
Toutle de la bifurcación, el cala del
pino, y drenajes fangosos del río.
2. El lahar más grande originada en el
slumping y el fluir de las partes
saturadas agua del depósito de la
avalancha de la ruina durante la tarde.
Éstos
depósitos
fluyeron
con
Lahares cubriendo casas
velocidades entre 25 y 40 pies por segundo. El flujo de lodo en el área del drenaje del río de
Toutle depositó más de 65 millones de yardas cúbicas de sedimento a lo largo de los ríos más
bajos de Cowlitz y de Colombia. La capacidad agua-que llevaba del río de Cowlitz fue reducida
por 85 por ciento. 3. Los lahares más pequeños formaron de la erosión y de mezclarse
turbulento de la nieve y del hielo por flujos piroclásticos pequeños, calientes en la tarde del de
mayo 18, y de los derrumbamientos pequeños del tefra saturado de agua.
Los flujos piroclásticos: describen los materiales formados por la fragmentación del magma y
de la roca por actividad volcánica explosiva. Los flujos piroclásticos se componen del gas
caliente, del aire encerrado, y de las partículas del diferente tamaño del magma y de fragmentos
de roca volcánica (ceniza, bloques, bombas). Los flujos piroclasticos viajan a las grandes
velocidades en respuesta a gravedad (hasta 60 a 100 millas por hora). Los flujos consistieron de
material piroclastico de pómez y la ceniza derivadas del magma nuevo. Los fragmentos de rocas
de preexistencia eran componentes de menor importancia. Los depósitos piroclásticos del flujo
formaron un patrón en forma de abanico de hojas, de lengüetas, y de los lóbulos traslapados que
amplían cinco millas de norte del cráter.
- 20 -
Riesgos
El mapa de riesgos muestra tres zonas de peligros, la primera, alrededor del edificio
volcánico, es la zona vulnerable a flujos piroclásticos, flujos de lava y lahares. La segunda
zona, es vulnerable a depósitos piroclásticos, avalanchas y la tercer zona es vulnerable a
inundaciones, flujos de lodo, etc.
Es importante mencionar que la perdida de vidas humanas en la erupción de 1980 fue de
57 personas y una gran perdida de fauna, flora y construcciones, infraestructura, agricultura, los
daños se valúan en más de 2700 millones de pesos. Aunque sin el monitoreo de los volcanes las
perdidas totales serían mucho mayores.
Comenzó en octubre de 2004, con un terremoto de 2.5 de magnitud, tuvo una erupción
con una elevación de 3600 pies de elevación, desde entonces el domo ha seguido creciendo y ha
tenido pequeñas erupciones de ceniza.
EL Monte Santa Elena, hoy es monitoreado por la USGS, se utilizan diversas técnicas
(vistas en clase) para controlar los cambios y así poder pronosticar una siguiente erupción y
reducir los peligros al máximo.
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MONTE RAINIER
Por Natalia Pardo Villaveces, Instituto de Geofísica, UNAM
Resumen
El volcán Mt. Rainier no sólo es el pico más alto de la cadena montañosa Cascadas Range, al
oeste de los Estados Unidos, sino que representa el volcán sísmicamente más activo después del
Mount St. Helens y el más peligroso del arco activo. Esto último está en directa relación con la
exposición de más de 100,000 personas que habitan en las zonas bajas del volcán, sobre
depósitos de lahares ocurridos en los últimos 10, 000 años. La peligrosidad del volcán
relacionada con la inestabilidad del edificio comprende dos fenómenos importantes: el colapso
del edificio con generación de avalanchas y la transformación de éstas en lahares cohesivos de
gran volumen y alcance. Se identificaron los siguientes factores de inestabilidad: la alta
pendiente, la presencia de un casquete glaciar significativo, la evidencia de un sistema
hidrotermal activo que incide fuertemente en la alteración de las rocas, el buzamiento pendiente
debajo de los estratos, así como la alta frecuencia de eventos tectónicos y magmáticos.
En este caso específico, la presencia de grandes volúmenes de arcillas de origen hidrotermal se
presenta como factor principal, ya que no solo aumenta el potencial de colapso del edificio, sino
la facilidad de desintegración de las rocas que colapsan y la transformación de las avalanchas en
flujos de detritos de gran alcance.
Introducción
El presente documento se extiende como parte del curso de Inestabilidad Volcánica de la
Universidad Nacional Autónoma de México, ofrecida en el marco del Posgrado en Ciencias de
la Tierra y como parte del consorcio internacional para Norteamérica Ehaz.
El trabajo trata el volcán Mt. Rainier, enfatizando en la temática relacionada con la inestabilidad
del edificio y orientado a introducir el área a visitar durante la práctica de campo de la
asignatura mencionada.
Localización y Marco Regional
El Mt. Rainier es el pico glaciar más alto del Cascadas Range (4393 m), localizado en la parte
centro-occidental del estado de Washington, en los Estados Unidos (Fig.1). Allí, el vulcanismo
de los últimos 40, 000 millones de años ha sido resultado de la subducción de la Placa del
Pacífico bajo la Placa continental de Norte América (Evart and Swanson, 1994; FTG, 2004).ç
- 22 -
B
A
C
Figura 1. A. Localización del Mt. Rainier en la cadena montañosa Cascadas Range, al occidente de los
Estados Unidos, donde se encuentra el arco volcánico activo (Imagen de Google Earth) (B) Detalle de la
zona alrededor de mt. Rainier, nótese el área urbanizada al W., (C) Subducción de la Placa oceánica del
Pacífico bajo la Placa de Norteamérica.
Tomada de (http://vulcan.wr.usgs.gov/Volcanoes/Rainier/description_rainier.html)
La masa de roca y hielo, en combinación con el alto relieve topográfico, significan una variedad
enorme de peligros geológicos, no sólo durante períodos eruptivos, sino también en períodos
inter-eruptivos (Hoblitt et al., 1998).
Se trata de un estratovolcán (Fig.2) compuesto por flujos de lavas andesíticas y dacíticas
estratificados con algunos depósitos de flujo piroclástico, depósitos de caída y presenta un domo
expuesto (Reid et al., 2001). En promedio presenta cerca de 30 sismos al año, lo que lo plantea
como el volcán sísmicamente más activo de Las Cascadas, luego del Mount St. Helens
(http://vulcan.wr.usgs.gov/Volcanoes/Rainier/description_rainier.html). A su vez, el Mt. Rainier
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es el volcán potencialmente más destructivo de esta cadena montañosa, dada la presencia de
más de 100,000 personas que viven en la parte baja, sobre la cual se han depositado varios
lahares en los últimos 10,000 años (FTG, 2004; Scott & Wolfe, 1998). Hoy el edificio hace
parte del Parque Nacional Natural de Mt. Rainier.
Figura 2. A. Imagen radar tomada de
FTG, 2004. Fue adquirida mediante el
Spaceborne Imaging Radar-C and Xband Synthetic Aperture Radar (SIRC/X-SAR) en el satélite Endeavour
cuando se encontraba en la órbita 20 el
día 1 de Octubre de 1994. El área
representa 59*60 km2.
Los colores verde claro son regiones
forestales; cortes claros se muestra el
color azul-púrpura; el hielo es verde
oscuro y blanco, en la cima del volcán.
Sobre las pendientes bajas hay una
zona de crestas de rocas en rojizo
sobre un bosque de coníferas que se
muestra en verde amarillento. La zona
occidental presenta coloraciones azul
pálido que ya corresponde al área no
protegida como reserva y usada para
cultivos.
B. Perfil del volcán en que se observa
la cicatriz abierta hacia el NE,
evidenciando la incidencia de colapsos
del edificio y formación de
avalanchas.
El Mt. Rainier y las Amenazas relacionadas con la inestabilidad
Un factor incidente en el modelado de la topografía y en la amenaza relacionada con la
actividad volcánica o sísmica es la presencia de un casquete glaciar en la cima del volcán (Fig.
2). La capa glaciar cubre 92 km2 con un volumen de 4.4 km3. Junto con ello, la inestabilidad y el
potencial destructivo del volcán están asociados a la alta pendiente del edificio, al núcleo
alterado hidrotermalmente, a la presencia de un sistema hidrotermal activo, al buzamiento
pendiente debajo de los estratos, así como a la alta frecuencia de eventos sísmicos y
magmáticos. De acuerdo con Reid et al., (2001) en Mt. Rainier han ocurrido más de 55 flujos
de detritos depósitos de lahar post-glaciares, entre los que se destacan el Lahar Osceola
Mudflow, ocurrido hace 5,600, el Electrón Mudflow, de 530 años A.P. y el lahar Kautz,
ocurrido en 1947 (FTG, 2004). Algunos de los lahares se han desarrollado a partir de colapsos
- 24 -
en los flancos saturados en fluidos (large landslides), mientras que otros han sido detonados por
flujos piroclásticos que entran en contacto con cuerpos de hielo o nieve y/o resultado de lluvias
torrenciales (Reid et al., 2001).
La característica más relevante del volcán en cuanto refiere a la inestabilidad del edificio es la
intensa alteración hidrotermal. La alteración es más intensa cerca de diques radiales y fracturas
asociadas que bisectan el edificio formando un cinturón E-W(Reid et al., 2001) (Fig.3).
Figura 3. Mapa Geológico simplificado en que se muestra el cinturón de diques orientado en
dirección E-W (rojo). En amarillo se muestran zonas fracturadas con intensa alteración
hidrotermal y con cruces se señala el recorrido inicial del Osceola Mudflow. Las Tomado de
http://minerals.usgs.gov/west/projects/cashazdel.htm
Varios autores coinciden en que el volcán era anteriormente más alto, dada la presencia de un
escarpe en forma de anfiteatro semicircular abierto al NE (Fig.2, 3), resultado de una avalancha
que fluyó en dicha dirección, para dar lugar al denominado Osceola Mudflow ((Vallance &
Scott, 1997). El Osceola Mudflow es el lahar más grande que ha ocurrido en el Mt. Rainier
durante el Holoceno, con un alcance de 110 km desde la fuente, cubriendo un área de 550 km2 y
ha sido planteado como modelo para el estudio del comportamiento de lahares cohesivos que
puedan ocurrir en el volcán o en otros volcanes con alta alteración hidrotermal (Crandell, 1971).
Las condiciones favorables para la generación de grandes lahares derivan de la presencia de
varios ríos que drenan desde la cima del volcán, dentro de los que se destacan el Main y West
forks del White River, que viajan hacia el NE, se unen 45 km río abajo y descienden hasta la
planicie baja denominada Puget Sound (Fig.4,5). El Osceola Mudflow inició como una
avalancha o una serie de avalanchas en la cima del Mt. Rainier, hace 5600 años (4800 años
- 25 -
A.P). Con el tiempo, la depresión originada fue rellenada por hielo y flujos de lava
obscureciendo la cicatriz original. Proyectando las capas de lava hacia arriba se estima una
altura pre-Osceola de 4900 m. Comparando con dimensiones conocidas, por ejemplo, del Mount
St. Helens, se ha estimado una profundidad de 10.6 km, por lo que el volumen faltante
calculado estaría entre 2 y 2.5 km3 (Vallance & Scott, 1997).
Figura 4. A. Anfiteatro reconocido relacionado con la avalancha de Osceola y relación con el valle de
White River por donde se canalizó el Osceola Mudflow.B. Vista frontal del White River en que se aprecia
la diferencia en topografía y la cuenca favorable para la canalización de flujos.
Tomado de http://vulcan.wr.usgs.gov/Imgs/Gif/Rainier/rainier_sunrise_bw.gif
Figura 5. Distribución del depósito
Osceola Mudflow y del Electrón
Mudflow, ambos preovenientes del Mt.
Rainier y canalizados por los drenajes
principales hacia la zona baja de Pugent
Sound Lowland, densamente poblada.
Mapa tomado de Valllance & Scott
(1997), adaptada por Scott & Wolfe
(1998).
- 26 -
Mullineaux (1974, en Vallance & Scott, 1997) determinó que el Osceola Mudflow
está
genéticamente relacionado con una capa de caída denominada F, fechada en 4800 años B.P.,
que consta de tres horizontes de ceniza arcillosa clara y lapilli. De acuerdo con Vallance & Scott
(1997), los tres debieron acumularse en un tiempo posiblemente inferior a una hora; la intrusión
de magma a poca profundidad y la actividad explosiva que dio lugar a la denominada capa F
contribuyeron a la desestabilización de gran parte del edificio y al gran tamaño del flujo
generado.
En el depósito se han reconocido tres facies, una axial, que incluye depósitos acumulados sobre
terrazas y la zona baja de Puget Sound; otra de valle-lateral, donde los detritos se acumularon
sobre pendientes altas y luego drenaron hacia los valles; una tercera facies hummocky (Figs.6 y
7), comprende enormes fragmentos intactos del edificio original. Los megaclastos incorporados
corresponden a fragmentos coherentes provenientes del edificio y a bloques erráticos
previamente acumulados por la actividad glaciar (Vallance & Scott, 1997).
Figura 6 Facies hummocky en la zona proximal, típica de avalancha de detritos.
- 27 -
Figura 7. Facies matriz-soportada típica de lahar formando terrazas planas a lo largo del valle.
Aunque el Osceola Mudflow inició como avalancha, el depósito presenta características más
típicas de lahar. De acuerdo con Vallance & Scott (1997), la mayor parte delos flujos de detritos
en estratovolcanes inician como colapsos parciales del edificio, de manera que los depósitos
muestran características mixtas de avalanchas y de lahar. De hecho, las avalanchas pueden
presentar gradaciones desde superficies iregulares hummocky (Fig. 6) en áreas proximales hasta
superficies planas en áreas marginales y distales (Fig. 7), correspondiente a la gradación entre
los dos fenómenos. En este marco, la presencia de grandes volúmenes de arcillas de origen
hidrotermal no solo aumenta el potencial de colapso sino la facilidad de desintegración de las
rocas que colapsan y la transformación de avalancha de detritos a flujo de detritos. El peligro
asociado radica en que los flujos cohesivos son dos veces más móviles y pueden derramarse
sobre áreas 10 veces más grandes que las avalanchas de volumen similar.
Aunque la mayor parte de los estratovolcanes han colapsado en dirección normal a la
orientación de los diques, no se conocen colapsos en Mt. Rainier que sigan este patrón (Fig. 8).
- 28 -
B
A
Figura 8. La situación actual del volcán permite ver una gran cicatriz abierta hacia el NE. A. Vista en
planta y B en perfil
Este hecho fue investigado por Reid et al., (2001), quienes trabajaron la información referente a
la alteración hidrotermal Reid et al., (2001) identificaron la parte superior del flanco occidental,
en la cuenca del Anfiteatro Subset, como la zona menos estable del volcán (Fig.9, 10). Los
volúmenes potenciales varían de 0.1 a 0.4 km3, aunque podrían ser mayores en caso de
retrogradación del edificio.
Los colapsos podrían, incluso, despresurar sistemas superficiales hidrotermales o magmáticos,
dando lugar a erupciones explosivas, tal como ocurrió con el colapso de Osceola.
De esta manera se entiende que las altas pendientes y los grandes volúmenes de rocas alteradas
presentes, controlan potenciales colapsos de volúmenes mayores a 0.1 km3.
- 29 -
Figura 9. Reid et al., (2001). Mapa generalizado de la distribución superficial de la alteración hidrotermal de
las rocas volcánicas post–Osceola. Los autores identificaron la zona más alterada hacia el W. En A se muestra
la vista en planta, en B y C, los perfiles 3D.
Discusión y Conclusiones
La peligrosidad del Mt. Rainier está ligada a la presencia de más de 100,000
personas que residen sobre depósitos de lahares antiguos provenientes de este
volcán. Durante los últimos milenios, los lahares que han alcanzado la zona baja de
Puget Sound han ocurrido aproximadamente cada 500 a 1,000 años, aunque flujos
más pequeños han ocurrido con mayor frecuencia (Scott & Wolfe, 1998). Los lahares
más grandes están asociados a colapsos del flanco del edificio, donde la intensa
alteración hidrotermal juega un rol fundamental en la debilitación de la roca y la
detonación de colapsos. Aunque todo el edificio es susceptible al colapso, los flancos
más inestables son el oriental y el occidental, que han sido fuente de los lahares más
voluminosos generados por avalanchas, dada la presencia de un cinturón de diques
en dirección E-W y zonas de fractura que promueven la circulación de fluidos en
dichos sectores.
Actualmente el volcán es vigilado por el USGS en cooperación con la Universidad de
Washington, quienes llevan a cabo monitoreo sísmico para detección de colapsos y han
implantado un sistema de monitoreo de flujo acustico (AFM) que detecta las vibraciones sobre
el terreno asociadas al flujo de lahares.
La inestabilidad actual deriva de la coincidencia de varios factores: altura, altas pendientes,
actividad sísmica frecuente, debilitación continua de la roca asociada a la circulación de vapor y
fluidos calientes químicamente activos y exposición de áreas inestables a medida que los
glaciares retroceden.
En la mayor parte de los depósitos se encuentran cantidades importantes de minerales arcillosos,
incluyendo el depósito Osceola Mudflow, de 3.8Km3 (Crandell and Waldron, 1956; Vallance &
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Scott, 1997). Ello sugiere que existe una asociación entre la debilitación de rocas del edificio
por alteración, los colapso del edificio y la transformación rápida a lahares.
Referencias
Crandell, D. R., 1971, Postglacial lahars from Mount Rainier volcano, Washington: U.S. Geological
Survey Professional Paper 677, 75 p.
Crowley, J. K., and Zimbelman, D. R., 1997, Mapping hydrothermally altered rocks on Mount Rainier,
Washington, with airborne visible/infared imaging spectometer (AVIRIS) data: Geology, v. 25, p.
559-562.
Evarts, R. C., and Swanson, D. A., 1994, Geologic transect across the Teritary Cascade Range, southern
Washington: in Swanson, D. A., and Haugerud, R. A., eds., Geologic field trips in the Pacific
Northwest: 1994 GSA Annual Meeting, ch. 2H.
Field Trip Guide to Mt. Rainier (FTG). 2004. Geology and Art Fall.
http://academic.evergreen.edu/curricular/geologyandart/Mt%20Rainier%20Field%20Trip.pdf
Hoblitt, R.P. , Walder, J.S., Driedger, C.L., Scott, K.M., Pringle, P.T. , Vallance, J.W. Volcano
Hazards from Mount Rainier, Washington, Revised 1998. USGS. Open-File Report 98-428.
URL: http://vulcan.wr.usgs.gov/Volcanoes/Rainier/Hazards/
Mullineaux, D. R., 1974, Pumice and other pyroclastic deposits in Mount Rainier National
Park,Washington: U.S. Geological Survey Bulletin 1326, 83 p.
Reid, M.E., Sisson, T.W., Brien, D.L. 2001. Volcano collapse promoted by hydrothermal alteration and
edifice shape, Mount Rainier, Washington. Geology; v. 29; no. 9; p. 779–782.
Scottk, K., Vallance,J.W. 1993. History of Landslides and Debris Flows at Mount Rainier, Washington:
U.S. Geological Survey Open-File Report 93-111. In:
http://vulcan.wr.usgs.gov/Volcanoes/Rainier/Publications/OFR93-111/OFR93-111.html
Scott, K.M., Wolfe, E.W., and Driedger, C.L., 1998, Mount Rainier - Living With Perilous
Beauty: U.S. Geological Survey Fact Sheet 065-97, 4p.
Vallance J.W., Scott, K. 1997. The Osceola Mudflow from Mount Rainier: Sedimentology and hazard
implications of a huge clay-rich debris flow. GSA Bulletin, v. 109, no. 2; p. 143–163.
- 31 -
MONTE HOOD
Por Alejandro Huitron, Instituto de Geología, UNAM
Introducción
El monte Hood (figura 1) es un estrato volcán situado en la cresta de la cordillera Cascade a 75
Km. al sureste de Pórtland, Oregon. Y a 35 Km. al sur del Río Columbia (figura 2).
El monte Hood tiene 3426 metros de altura, y el cuarto pico mas elevado de la zona conocida
como Cascades, y el punto más alto de Oregon. Fue nombrado así en octubre 29 de 1972 en
honor de un admirante británico llamado Samuel Hood. Siendo descrito por primera vez por
William Broughton, miembro de una expedición dirigida por el comandante George Vancouver
en 1792. n 1871 se hizo el primer reconocimiento geológico confirmando la existencia de
glaciares.
La actividad eruptive del Monte Hood durante los últimos 30000 años ha sido dominada por el
crecimiento y colapso de domos de lava. Los dos últimos episodios eruptivos ocurrieron hace
1500 y 200 años respectivamente. El colapso repetido de los domos de lava que provino cerca
del sitio conocido como Crater Rock, el domo de lava más joven del monte Hood, generó flujos
piroclásticos y lahares contribuyendo a formar gran parte del abanico ubicado en el flanco sur y
suroeste del volcán.
Debido a la proximidad del volcán con grandes zonas urbanas, futuras erupciones del volcán
son considerarse como una seria amenaza por parte de investigadores y de las autoridades, si
se asume que el volcán continuará comportándose como en el pasado. Es por eso que se han
hecho muchos estudios sobre este volcán para tratar de conocer un patrón de comportamiento
que pueda sentar las bases para mitigar catástrofes en el futuro. Por esta razón se examinan
las rocas y los depósitos no consolidados producidos por el volcán.
- 32 -
Figura 1.- Monte Hood.
Figura 2.- Monte Hood y sus alrededores.
Drenaje
La localización y extensión de las áreas afectadas por los fenómenos volcánicos están
determinadas en gran medida por la topografía, por ejemplo los flujos de lodo que se mueven
sobre el piso del valle. De ahí que el drenaje del volcán sea de gran importancia para la
identificación de daños potenciales y sus zonas de afectación.
- 33 -
La zona sur del Monte Hood es un amplio abanico sin muchas asperezas que colinda con el
área del campamento Gubernamental, al este se encuentran los Valles White y Salmón. El rió
White fluye del sur al sureste hasta unirse al Río Deschutes, un río tributario del Río Columbia.
Glaciaciones.
El Monte Hood estuvo activo en el cuaternario, presentándose eventos periódicos durante la
última gran glaciación, de ahí, que los glaciares hayan contribuido en gran medida en la
dispersión de los materiales emitidos por el volcán. El último gran avance de los glaciares en la
zona de Washington y la Columbia británica ocurrieron durante la Glaciación Fraser. Esta
glaciación empezó hace aproximadamente unos 29000 años, terminando hace 10000 años
(armstrong 1965). Por comparación con glaciares en la zona de Washington y la Columbia
Británica, se puede decir que los del Monte Hood probablemente alcanzaron su punto máximo
hace unos 18000 años, retirándose hace 11000 años. Siendo los glaciares en las montañas
probablemente no mas grandes de lo que son hoy.
Cuando los glaciares Fraser se
encontraban en su extensión máxima, las laderas del Monte Hood probablemente estaban
bastante cubiertas por una gruesa capa de hielo, llegando a una altura de hasta 1375 metros
en la parte norte y hasta los 1675 en la parte sur.
Los depósitos de la glaciación del Monte Hood pueden ser reconocidos por un suelo café
amarillento con oxidación y por una apreciable carencia de rocas en los estratos. El espesor de
la zona de oxidación ha variando entre los 35 y los 90 cm. teniendo una media de 63 cm. Estos
depósitos de glaciar son muy similares
a los depósitos encontrados en el primer periodo
eruptuvio del Monte Hood, conocido como Polallie.
En el monte Hood se pueden apreciar también vestigios de glaciaciones anteriores. Uno de
estos depósitos se ha visto cerca del valle del río Sandy cerca de Brightwood, que contiene
evidencias de una glaciación que precedió a la Fraser. Se pueden apreciar suelos caféamarillentos con oxidación con un espesor de 1.5 a 2 metros. Estos depósitos también pueden
ser apreciados en el Monte Rainier en el área de Washinton.
- 34 -
Figura 3.- Área cubierta por glaciares en el monte Hood durante la glaciación Fraser.
En la actualidad existen menos glaciares en el área que durante la glaciación Fraser, de los
glaciares existentes, son doce los más importantes que incluso han sido nombrados. Dichos
glaciares se muestran la tabla 1.
nombre el
glaciar
Millones Millones de
de metros
metros
cuadrados
cúbicos
notas
45.35278° N
121.70639° W
palmer
1.4
0.07
Coleman
White
River
Newton
Clark
0.9
0.04 Rock y White River.
localizado entre Crater
Eliot
5.8
0.3 alimenta el White River
45.3575° N
121.6975° W
Es la fuente del East Fork 45.36694° N
121.68556° W
1.4 Hood River
18.1
Fuente del Tilly Jane
Creek y del Eliot Branch,
tributarios del Middle Fork 45.38139° N
3.2 Hood River.
121.67917° W
4.3
Coe
13.4
Ladd
9.7
0.3 Hood River.
Fuente del Coe Branch y
tributario del Middle fork
1.9 Hood river.
Fuente del McGee Creek,
y es tributario del Westo
0.9 Fork Hood River.
45.3925° N
121.67889° W
45.38361° N
121.69333° W
45.3925° N
121.705° W
45.39111° N
121.71833° W
Glisan
Sandy
45.37222° N
121.69722° W
21.4
Se encuentra cerca del
Langille
GNIS
location[16]
12.8
alimenta el Mudy Fork y
es tributario del Sandy
0.08 River.
45.38° N
121.71556° W
- 35 -
Reid
Zigzag
(total)
8.1
0.6 alimenta el Sandy River
8.3
145.1
0.6 alimenta el Zigzag River
12.3
45.37111° N
121.71778° W
45.36361° N
121.71111° W
Tabla 1.- Glaciares más importantes actuales en el Monte Hood.
Rocas volcánicas del Monte Hood.
La historia Eruptiva del monte hood anterior a los 15000 años se puede registrar por las rocas
que conforman el cono del volcán. Estas rocas fueron descritas por Wise 1969, quien dividió
dichas rocas en cuatro grupos principales, de las más viejas a las más jóvenes:
Andesitas con un alto contenido de olivinos que formaron la base del volcán.
Andesitas con un alto contenido de piroxenos que se extendieron para formar cañones.
Andesitas con un alto contenido de piroxenos que contribuyeron para que el volcán alcanzara
una altura de 1800 metros.
Un domo de dacita.
Sin embargo, la edad del edificio principal del Monte Hood es desconocida, las rocas
muestreadas hand mostrado polaridad magnética normal, lo que nos indica que el cono es
probablmente mas jóven de 0.73 millones de años. Pruebas de K-Ar en flujos de lava han
mostrado edades que van de los 0.6 a los 0.3 millones de años de antigüedad.
El grueso del volcán esta constituido por andesitas con un contenido de SiO2 de entre 57 y 61
%. Mientras que las rocas más jóvenes fueron descritas por Wise 1969 como dacitas con un
contenido de SiO2 de entre 62 y 63 %, incluidos los depósitos producidos por los periodos
eruptivos Polallie, Timberline, y Old Maid. Estas dacitas generalmente contienen minerales
ferromagnesianos como hornblena o hiperstena, o los dos, con pequeñas inclusiones de
augita, (figura 5).
Se han presentado algunas emanaciones de lava en las partes bajas de los flancos del Monte
Hood, o debajo de la base siendo estas de andesita rica en olivinos. Estas emanaciones han
sido similares entre sí pero no se encuentran genéticamente relacionadas con el Monte Hood.
Una de estas emanaciones se encuentra en The Pínnacle en el norte del monte Hood. Otra
esta cerca del Claud Cap en el flanco noroeste del Monte Hood y una tercera se encuentra en
el Valle del río Hood. La emanación del Pínnacle es anterior a la glaciación Fraser, la cercana a
Claud Cap es posterior a la glaciación Fraser y la del Valle del río Hood parece ser mucho mas
antigua que la glaciación Fraser.
- 36 -
Figura 5.- Contenido de SiO2 en las rocas del Monte Hood.
Depósitos de antiguos flujos de lodo y flujos piroclásticos.
Grandes flujos de lodo del Monte Hood se movieron hacia el oeste por el Valle del río Sandy y
hacia el norte en la parte alta del Valle del Río Hood en varias ocasiones antes de la glaciación
Fraser. En el este los flujos de lodo llegaron hasta la parte urbana de Pórtland. Se pueden
apreciar algunos afloramientos de estos antiguos flujos de lodo en las localidades que se
encuentran entre El Valle del Río sandy, Brightwood, Alder Creek, y se en varios puntos de la
Carretera 26. En la carretera 26 aproximadamente a 1.2 kilómetros al oeste de Alder Creek, se
pueden ver afloramientos de hasta 15 metros de espesor que contienen fragmentos de basalto
y pómez. La parte superior de este flujo en algunos puntos presenta lodo intemperizado y
transformado en arcilla. Este espesor de arcilla tiene hasta 7 metros de espesor lo que indica
que este proceso de intemperización tiene varias decenas de miles de años.
Los bancos del río Sandy en el centro oeste de la sección 22, a unos 3 kilómetros al este de
Alder Creek, estan formados por antiguos flujos de lodo. Se han encontrado piezas de madera
en estos afloramientos y pruebas de radio carbono 14 dado resultados anteriores a los 40000
años de antigüedad. Estos depósitos son parte de una sucesión de flujos de lodo que están
altamente intemperizados y tienen una altura de 30 metros por encima del río Sandy. El grado
de intemperismo muestra que algunos flujos de lodo en la parte este pueden tener la edad del
volcán, otros son anteriores a la glaciación Fraser, otros ocurrieron entre glaciaciones y se han
visto también flujos mas recientes.
- 37 -
Depósitos volcánicos del monte Hood,
anteriores a la glaciación Fraser, se encuentran
expuestos cerca de la pared este del cañón de un ramal del río Hood llamada Eliot. El
afloramiento esta localizado a 150 metros al norte de Cloud Cap. Con un espesor de 23
metros, donde las rocas muestran anillos de intemperización. Los depósitos consisten en
fragmentos de roca sin estratificación, de angular a subangular, de hasta 1 metro de diámetro,
en una matriz de ceniza lítica, algunos de los fragmentos de roca presentan formaciones
prismáticas.
Periodos eruptivos recientes y sus productos.
Han ocurrido 4 eventos eruptivos de importancia a partir de la última glaciación (Fraser). El
primero de ellos es el conocido como Polallie, y se cree que ocurrió cuando los glaciares en el
Monte Hood eran significativamente más grandes de lo que son hoy día. El segundo, que se
conoce como el evento eruptivo Timberline, ocurrió entre 1500 y 1800 años atrás. El tercero
denominado periodo eruptivo Zigzag fue de menores proporciones de hecho ni siquiera sabían
que había pasado hasta la década de los 80´s, y se presentó hace aproximadamente 500 años.
El cuarto denominado Old Maid ocurrió más o menos hace 200 años entre 1859 y 1865. De
estos cuarto me enfocaré mas en los primeros dos y el último debido a la relevancia que tienen.
Estos eventos fueron registrados con la prueba de carbono 14 de troncos, carbón y trozos de
madera que fueron encontrados en diversos flujos de lodo, en tabla 2 se muestran los rangos
de fechamiento encontrados.
date
200
250
220
250
260
920
1530
1610
1670
1780
4320
6890
12270
40000
laboratory number
location
w-3744
Sandy River
w-601,w-661
Sandy River
w-3629
Sandy River
w-899
White River
w-3417
White River
w-900
Zigzag River
w-3407
Sandy River
w-3409
Government Camp
w-898
Government Camp
w-3742
Sandy River
w-3731
Parkdale
teledyne istopes
Parkdale
teledyne istopes
Parkdale
w-3740
Sandy River
Tabla 2.- Fechamientos de Radio carbono
Periodo eruptivo Polallie
Este periodo eruptivo se cree que ocurrió entre 12000 y 15000 años atrás, durante el final de la
glaciación Fraser. Los depósitos Polallie se encuentran formados principalmente por flujos de
lodo y ceniza generados por flujos piroclástidos.
- 38 -
Los depósitos de la era Polallie, ocurrieron en todas los lados del monte Hood y consisten
principalmente en un material fino y sin vesículas que fue el probable resultado de flujos
piroclásticos y flujos de lodo. Probablemente se presentaron avalanchas de los flancos del
domo de dacita.
Típicamente los depósitos expuestos en el noreste del monte Hood en las paredes de los valles
consisten en una sucesión de al menos 100 metros de
espesor de depósitos de flujos
piroclásticos que se entremezclan con flujos de lodo de apariencia similar. Los depósitos de los
flujos piroclásticos pueden ser reconocidos por la presencia de juntas prismáticas en los
bloques de dacita.
En muchas localidades al noroeste del volcán entre 15 y 20 km. En la parte alta del Valle del río
Hood se puede ver una capa de ceniza fina de color café-amarillento con espesores de hasta
.5 metros que se encuentra sobre flujos piroclásticos y flujos de lodo.
Además de las pruebas del carbono 14, la edad de los depósitos Polallie se pueden inferir por
su relación con los glaciares Fraser, los cuales interactúan en muchas zonas con los depósitos
Polallie.
Existe evidencia que india una sucesión de domos de dacita rica en Hypersthene y hornblenda
que se formo cerca de la cima del Monte Hood durante el periodo Polallie (figura 5).
Avalanchas de roca caliente de los flancos de estos domos produjeron flujos piroclásticos en
todos los flancos del volcán, cuando los glaciares eran mucho mayores de lo que son hoy día.
Seguramente la movilización de materiales origino flujos de lodo que se extendieron por
decenas de kilómetros hacia los valles al este de río Fork Hood asi como hacia los ríos White,
Salmón, y Sandy. Al final del periodo eruptivo, el Monte Hood así como sus alrededores se
vieron probablemente cubiertos casi en su totalidad de flujos de lodo.
Figura 5.- depósitos Polallie en ubicados en el White River.
- 39 -
Periodo Eruptivo Timberline
Los depósitos Timberline se formaron por flujos piroclásticos y flujos de lodo que se cree se
generaron entre 1500 y 1800 años atrás los depósitos de los flujos piroclasticos se encuentran
restringidos en el área que se encuentra entre los ríos Sandy y White pero los flujos de lodo se
extienden, hacia abajo hasta el origen del Río Sandy.
Lso depósitos típicos de el periodo eruptivo Timberline estan expuestos en el cañón Little
Zigzag, in las laderas el cañón se pueden apreciar series de flujos de lodo y flujos piroclásticos,
cuyo espesor varía de uno a varios metros de espesor, con lentes de varios centímetros de
ceniza lítica fina.
Los depósitos de los fragmentos de roca del periodo eruptivo Timberline consisten
principalmente en dacita de color rojo y gris conteniendo hiperstena y hornblenda en diferentes
proporciones. En general los depósitos Timberline son más rojos que los Polallie o los de Old
Maid. El espesor de los depósitos café-amarillento en timberline van de los 20 a los 40 cm. y
tienen una media de entre 25 y 30 cm.
Se pueden encontrar finas capas de ceniza del periodo Timberline en casi todas las partes
bajas del volcán.
La mayoría de estas cenizas consisten en finas partículas de roca,
feldespatos y vidrio. También se pueden apreciar minerales ferromagnesianos en la ceniza
princpalmente hiperstena y hornblenda, raramente acompañados de augita.
Aunque los depósitos no se encuentran estratificados, la parte de arriba de unos 50 cm. es de
color gris-rojizo, mientras que las partes inferiores son de color gris a gris-amarillento. Estos
colores seguramente son los colores originales de la ceniza o adquirieron esas tonalidades
poco tiempo después de haber caído sin haber presentado cambios a lo largo del tiempo por
intemperización.
En Hood River Meadows, se ha encontrado Lapillo de pómez blanca con un alto contenido de
hiperstena y hornblenda. La presencia de pómez diseminada en la región sugiere que procede
de una erupción de poco volumen caracterizada por dacita no vesiculada.
La distribución de los depósitos Timberline se encuentran limitados al sur y suroeste de los
flancos del Monte Hood. Los depósitos de los flujos de lodo y los flujos piroclásticos se cree
que son el resultado de una erupción que se presento en la parte sur del cráter del volcán. La
naturaleza no vesicular de la roca y los depósitos sugiere que el material se derivo de un domo
de dacita y el colapso de uno de los flancos del volcán y de la caída de roca caliente que se
trasformó en flujos piroclásticos.
- 40 -
Periodo eruptivo Old Maid.
Las rocas y los depósitos no consolidados del evento eruptivo Old Maid incluyen la dacita del
domo del cráter del Monte Hood, un flujo piroclástico y muchos flujos de lodo en dirección de
los valles de los ríos White y Sandy, forman parte del último gran periodo eruptivo del Monte
Hood.
Uno de los puntos donde se pueden observar depósitos del evento eruptivo Old Maid son en el
valle Sandy River. Estos son sucesiones de flujos de lodo con un espesor generalmente menos
a los dos metros. Las rocas en estos flujos de lodo son dacitas generalmente gris claro con
hiperstena y hornblenda, algunas de ellas contienen augita. Los bloques de esta roca son
abundantes en las superficies de los flujos de lodo en las partes altas del valle.
Los depósitos Old Maid forman terrazas de varios espesores en el Valle Sandy River. La
terraza con mayor espesor y mas amplia, se encuentra en el lado sur del valle y esta sobre
flujos de lodo de la era Timberline. Tres terrazas mas bajas en esta parte del valle tienen
espesores de 3.5, 7.5 y 18 metros sobre la planicie.
Grandes troncos de árboles fueron enterrados por los flujos de lodo en la era del Old Maid, lo
que indica que en el área había un bosque en la base del Mount Hood al inicio de los eventos
eruptivos. Algunos círculos de crecimiento de los anillos de los árboles, muestran que la edad
de los mismos era al menos de 176 años.
Por lo regular los flujos de lodo de hasta 1.5 metros se encuentran separados por lentes de
material procedentes de flujos piroclásticos. Estos lentes pueden contener de algunos
centímetros hasta varios decímetros de espesor (figura 6).
Figura 6.- lentes provenientes de flujos piroclásticos limitan los flujos de lodo.
- 41 -
In 1805, Meriwether Lewis and William Clark named a river on the south side of the Columbia
River gorge the "Quicksand River." Their description of a wide, shallow river with a bed "formed
entirely of quicksand," bears little resemblance to the narrow, moderately deep river we call
today the Sandy River. What happened? The answer lay 50 miles away at Mount Hood. An
eruption in the 1790's caused a tremendous amount of volcanic rock and sand to enter the
Sandy River drainage. That sediment was still being flushed downstream when Lewis and Clark
saw and named the river. Since 1806, the river has removed the excess sediment from its
channel. The Toutle River in southwest Washington was similarly affected by the 1980
eruptions of Mount St. Helens.
En 1805 Meriwether Lewis y William Clark llamaron al río que se encuentra en el lado sur del
Columbia River el “Quicksand River”, debido a que en 1790 se hubo una erupción que
ocasiono que se mucha roca volcánica y arena entraran en lo que hoy es el Sandy River. Estos
sedimentos estaban siendo aún arrastrados por la corriente cuando Lewis y Clark llamaron así
al río. Desde 1806, el río removió los excesos de sedimentos del cause. Como dato curioso en
1980 con la erupción del Monte Santa Helena el río Toutle tuvo un efecto similar.
Petrología.
En las lavas primitivas del Cenozoico en la zona del arco volcánico de las Cascades, se
pueden distinguir dos grupos principales, el cual incluye muestras con bajo Ba/Nb (<20) y otras
composiciones similares al MORB de las islas oceánicas. En contraste el grupo dos exhibe un
enriquecimiento de Ba y de iones litófilos, así como empobrecimiento de Nb comúnmente visto
en lavas calcoalcalinas de otros arcos volcánicos.
Lavas del grupo 1 son frecuentes en frente volcánico de las Cascades. Las lavas más
primitivas tienen un contenido elevado de Ni, Cr y Mg, con altas temperaturas de formación que
oscilan entre los 1200 y los 1300 ° C, careciendo de evidencia de almacenaje somero y
cristalización. Se ha que la materia original de las rocas muestreadas pudo haber estado en
equilibrio con peridotitos del manto.
Se ha inferido que las lavas del grupo I ascendieron de profundidades que oscilaban entre los
50 y 70 kilómetros mientras que las lavas del grupo dos provienen de profundidades mas
someras que oscilan entre los 30 y 50 kilómetros. Las lavas del grupo I son basaltos que
muestran menos evidencia de un slab, mientras que las lavas del grupo dos sugieren una
composición con una fuerte firma de slab. Las lavas del grupo I parecen haberse generado por
la fusión debida a la descompresión del manto. Y su composición sugiere que no tuvo un
ascenso rápido por que no sufrió mucha contaminación con el slab. Se ha especulado que los
magmas del grupo dos provienen por la fusión del manto a profundidades someras. Tal vez
debido a la ascención de las lavas del grupo I.
- 42 -
Sismicidad en el Monte Hood.
Sismos de altas magnitudes superiores a 7 son bien conocidos en el noroeste de de los
estados unidos, incluyendo el sismo de 6.5 que en 1965 hizo temblar a Seattle, Washington,
causando daños substancisos y 7 muertes. Este evento origino la formación en 1969 del Pacific
Northwest Seismic Network (PNSN) para monitorear la actividad sísmica de la zona.
Originalmente se contaba con 6 sismómetros, en la actualidad se cuenta con 150 estaciones
de monitoreo.
La belleza de la zona a veces hace que se olvide de los procesos geológicos que ahí tienen
lugar. Una frontera tectónica, la zona de subducción de Cascadia (figura 7), que corre paralela
de Washington a Oregon. Lo que ocasiona que cada año se produscan varios miles de sismos.
Aunque solo algunas docenas pueden tener una magnitud lo suficientemente fuerte como para
ser sentidos. El hecho de que muchos de estos sismos afecten zonas urbanas de Seattle y
Pórtland, hace preocupante el asunto, ya que la mancha urbana crece año con año y cada 30
años aproximadamente ocurren sismos de magnitudes importantes.
Figura 7.- Zona de subducción
A continuación se enuncian los sismos más importantes que han tenido lugar en los últimos 3
años en el Monte Hood (tabla 3).
DATE-(UTC)-TIME
LAT(N) LON(W)
DEP MAG QUAL
yy/mm/dd hh:mm:ss
deg.
deg.
km
Ml
05/07/06 14:32:19 45.37N 121.70W
2.1 1.7 BB
05/11/06 16:48:48 45.30N 121.69W
6.5 1.2 BB
06/05/23 01:04:30 45.36N 121.69W
1.0 1.1 BB
06/07/11 22:34:23 45.33N 121.69W
5.9 0.8 BB
06/07/11 22:35:24 45.33N 121.67W
6.6 1.1 BB
06/07/11 22:37:46 45.32N 121.69W
6.1 1.6 BB
- 43 -
06/07/11 22:38:01 45.32N 121.68W
6.4 2.1
06/07/11 22:46:34 45.33N 121.69W
5.7 1.2
06/07/11 22:52:15 45.32N 121.68W
6.5 0.8
06/07/11 23:16:43 45.32N 121.69W
5.6 1.6
06/07/14 20:04:46 45.36N 121.70W
4.1 1.1
06/07/20 01:09:57 45.31N 121.67W
7.3 1.2
06/08/05 00:28:49 45.32N 121.74W
0.4 1.6
06/09/01 00:51:28 45.32N 121.69W
7.0 1.1
06/09/01 04:17:56 45.31N 121.69W
7.4 0.7
06/11/02 14:10:06 45.31N 121.68W
5.8 0.4
07/02/23 18:46:56 45.36N 121.71W
3.4 1.1
07/03/14 05:05:26 45.35N 121.70W
3.5 1.5
07/05/01 12:56:27 45.36N 121.70W
4.1 1.0
07/05/08 14:00:17 45.31N 121.66W
7.2 2.3
Tabla 3.- Sismos más importantes en los últimos 3 años.
AB
BB
AC
BA
BB
AA
BC
BA
BA
CC
BC
BC
BB
CA
Como se puede apreciar, aunque los sismos más importantes que se han presentado no son
de magnitudes considerables, con conocimiento de que tenemos una zona de subducción y
volcanes activos en el área, no hay que bajar la guardia para prevenir posibles catástrofes. En
la figura 8 se muestran la ubicación de los sismos más importantes en el Monte Hood.
Figura 8.- Sismicidad en el Monte Hood.
- 44 -
Explicación de la figura 8
Los puntos rojos representan los eventos mas recientes.
Los puntos verdes son eventos anteriores.
Los círculos vacíos representan eventos mas antiguos.
Los triángulos negros representan estaciones sísmicas del PNSN.
La estrella negra representa la cima del monte Hood.
En la figura 9 se presenta una gráfica que muestra la distribución anual de los sismos desde
agosto del 2006 a mayo del 2007. el hecho de que la sismicidad disminuya en los meses fríos y
aumente en los meses cálidos fue explicada por Martin O. Saar, and Michael Mangaa en el
2003, quienes dicen que cuando el hielo de las nevadas se funde por acción del calor, esta
agua recarga al Monte Hood, aumentando con esto la presión de poro. Danto origen a su vez a
una mayor actividad sísmica.
Figura 9.- ocurrencia de los sismos en Monte Hood por mes.
Riesgo volcánico.
Los riesgos potenciales que pudieran generarse en caso de una eventual erupción en el Monte
Hood incluyen flujos piroclásicos, blasts laterales originados por explosiones volcánicas, flujos
de lodo, lahaares, y en adición material piroclásticos que podrían caer en las regiones
adyacentes al volcán.
Los flujos de lava no se han presentado en el Monte Hood al menos desde la última glaciación,
y no hay evidencia que sugiera que se puedan presentar al menos en un futuro cercano. En
caso de que se presentara un flujo de lava tampoco representa un riesgo por en los últimos
15000 años los flujos de lava que se han presentado son muy viscosos y no recorrerían una
- 45 -
larga distancia. Sin mencionar, que son muy lentos y darían tiempo suficiente a evacuar las
zonas en peligro. Los principales riesgos volcánicos se muestran en la figura 10.
Figura 10.- Mapa de riesgos volcánicos en el Monte Hood.
Conclusiones
La última erupción que ocurrió en el Monte Hood fue a mediados del siglo XIX. En el monte
Hood, la actividad termal aun continua hasta hoy día en el domo Crater Rock, lo que sugiere
que aún puede haber lava en algún reservorio debajo del volcán, aunque la existencia de este
reservorio no ha sido aun probada. El volcán permaneció dormido durante 1200 años entre los
eventos eruptivos de Timberline y Old Maid, sin embargo se presento actividad a solo un poco
más de un siglo del evento denominado Old Maid. Así que no la probabilidad de que se
presente un nuevo evento eruptivo está latente, sobre todo si se recuerda que tenemos una
zona de subducción debajo de la zona de las Cascades. Por otro lado, los volcanes activos
pueden representar un serio riesgo para las personas que viven en las zonas aledañas así
como para su infraestructura. Es por eso que considero que el estudio del Monte Hood, puede
ayudar no solo a entender más como este volcán en particular, sino a entender, como el
mecanismo por el cual se rigen los volcanes en particular y tal vez, algún día poder prever una
erupción y contribuir con esto a mitigar daños a la sociedad.
- 46 -
Referencias
http://filter.ac.uk/database/insightrecord.php?id=28
http://www.sciencedirect.com/science?_ob=ArticleListURL&_method=list&_ArticleLi
stID=581515760&_sort=d&view=c&_acct=C000050221&_version=1&_urlVersion=0
&_userid=10&md5=3e8c4acd141666418c5ef64fd5ba8130
Jean-Claude Thouret, The stratigraphy, depositional processes, and environment of the
late Pleistocene Polallie-period deposits at Mount Hood Volcano, Oregon, SAaboratoire
Magmas et Volcans UMR 6524 CNRS, Université Blaise Pascal, OPGC, France, 23
May 2005.
Martin O. Saar and Michael Manga, Seismicity induced by seasonal groundwater
recharge at Mt. Hood, Oregon a Department of Earth and Planetary Science, University
of California, Berkeley, CA, USA, b Earth Sciences Division, Lawrence Berkeley
National Laboratory, Berkeley, CA, USA, 30 August 2003.
Michael A. O'Neal and Katherine R. Schoenenberger, Rhizocarpon geographicum
growth curve for the Cascade Range of Washington and northern Oregon, usa
a Department of Earth and Space Sciences and Quaternary Research Center, Box
351310,
University
of
Washington,
Seattle,
WA
98195,
USA
b Geology Department, 300 College Park, University of Dayton, Dayton, 2 August
2003.
William P. Leeman Jared F. Lewis, Russell C. Evarts, Richard M. Conrey and Martin J.
Streck Petrologic constraints on the thermal structure of the Cascades arc , Department
of Earth Science, Rice University, Houston, TX 77005, United States, bU.S. Geological
Survey, 345 Middlefield Rd., Menlo Park, CA 94025, United States, cDepartment of
Geology, Washington State University, Pullman, WA 99164, United States, Department
of Geology, Portland State University, Portland, OR 97207-0751, United States , 24
November 2004.
- 47 -
Complejo Volcánico Three Sister, en Oregon.
Por: Ignacio Hernández Javier, Instituto de Geofísica, UNAM
Resumen
Como parte complementaria al curso de Inestabilidad Volcánica dentro del
programa Ehaz, se realizo una síntesis de aquellos volcanes situados dentro de la Sierra
de las Cascadas y que son un punto probable a visitar dentro de la excursión final. El
objetivo de esta actividad es conocer de manera general la historia eruptiva y
comprender los mecanismos de inestabilidad que en cada uno de ellos.
Introducción
Las Three Sisters (Tres Hermanas) es un complejo volcánico constituido de tres
grandes estratovolcanes orientados N-S ubicados en la parte central de Oregon, en la
parte alta (N) de la Sierra de las Cascadas (Figura 1). La Sierra de las Cascadas es una
cadena volcánica de reciente actividad, localizada desde California hasta Canadá.
Tectónicamente se relaciona con la subducción de la placa Juan de Fuca. Las Three
Sisters esta constituido por el North Sister (Hermana del Norte; Lat. 44.2 N, Long.
121.77W), un estrovolcán principalmente andesítico basáltico calco-alcalino con una
altitud de 3, 075. La Middle Sister (Hermana de En medio; Lat. 44.1 N, Long.
121.77W), un complejo volcánico cuyos productos varían de basaltos calco-alcalinos
hasta riodacitas y cuya altitud es de 3, 063 m snm y por último el South Sister, el volcán
con reciente actividad volcánica y de mayor altitud (3, 157 m snm).
North Sister
El North Sister es un volcán tipo escudo de composición andesita basáltica con un diámetro
aproximadamente de 8 km. El actual edificio se formo de remanentes de un volcán de similar
tamaño cuya composición es de basalto (Little Brother) de alrededor 200, 000 años de edad
(Taylor, 1974). La cima del edificio esta constituida por flujos de lava, escoria, diques, sills y un
tapón de lava en la parte central. En parte norte del edificio existe abundante ceniza
palagonitizada originada posiblemente por una capa de hielo que existía momentos de la
erupción (Taylor et al, 1987). Cerca de la base norte de volcán se emplazó el cono de escoria
Collier hace aproximadamente 2,000 años (Scott, a 1987).
- 48 -
B
A
C
Figura 1. A) Mapa de localización del complejo Three Sister
dentro de la Sierra de las Cascadas. B) Vista del North
Sister. C) Cono Ollier en la base del North Siste.
Middle Sister
El Middle Sister se formo tiempo después que el North Sister (Figura 2), sin embargo, algunas
de sus lavas comparten patrones similares en enriquecimiento de hierro. Las estructuras
volcánicas que más predominan son domos y flujos de lava de composición dacíticas y
riodacitas. Sin embargo en la base del volcán existen también andesitas. Erupciones basálticas
se formaron a través de fisuras localizadas en el Flanco N del volcán. La erupción más reciente
se origino a través de grupo de fallas localizadas en la parte N y S del volcán, produciendo
grandes volúmenes de dacita en flujos de lava. Así mismo, la morfología del edificio
constantemente se ha erosionado por glaciares.
- 49 -
Figura 2. Vista panorámica del Middle Sister y el South Sister
South Sister
El South Sister es el volcán más joven del grupo. La estructura esta constituida por
andesitas oxidadas, lavas de color rojo, escoria y cenizas que han cubierto parcialmente el
cráter. El cono principal esta constituido por andesitas, dacitas y riodacitas. Su ultima erupción
ocurrió hace 1, 900 años de edad (Scott, 1987).
El primer episodio eruptivo denominado la Rock Mesa ocurrió al SW y S del South
Sister (Figura 3), inicio con una actividad explosiva que produjo pequeños flujos piroclásticos,
surges, flujos de lava y domos. La emisión de ceniza se origino de diversas fracturas alineadas
produciendo columnas plinianas. Los depósitos de caída de ceniza con espesores de más de 2 m
están compuestos de pómez, fragmentos de roca y ceniza. Esta ceniza cubrió un área de
alrededor de 2 km. Sin embargo, el espesor de 1 cm viajo más de 40 km al sur de la zona de
fracturas cubriendo el Lago Cultus al E del poblado de Bend. Posterior a la emisión de ceniza,
emergió lava de dos grandes fracturas formando un gran flujo de lava denominado Rock Mesa
asociado a pequeños domos de lava.
- 50 -
Décadas posteriores se presento un segundo periodo eruptivo denominado Devils
Hill que ocurrió a lo largo de la zona de fracturas justo al N del Lago Sparks en la parte
alta del flanco S del South Sister, así como en una pequeña zona al N cerca del Lago
Carver. Este periodo eruptivo esta caracterizado por emisión de ceniza, flujos
piroclásticos, surges, lahars y emisiones de flujos de lava y domos. Ambos periodos
eruptivos ocurrieron durante el Holoceno, con un espacio de tiempo de 2,000 y 2,800 yr
B.P. (Scout, 1987).
A
C
B
Figura 3.A) Mapa Geológico del S del South Sister. B) Flujo de lava Rock Mesa. C) Mapa de isopacas de Rock Mesa y Devils
Hills. (Tomado de Scott, 1987)
- 51 -
Movimientos corticales fueron descubiertos por Wicks et al. (2002ª), quien realizó
diversos interferogramas con imágenes de radar adquiridas con la ayuda de la agencia
espacial europea de recursos satelitales, los ERS-1, ERS-2 en un periodo de 1992 al
2000. Los diversos perfiles de deformación revelaron un progresivo levantamiento en el
área alrededor de 20 km al W de la cima del South Sister (Figura 4). Con esto, Wicks et
al. (2002ª) concluyo que todo el levantamiento fue de alrededor de 10 cm entre los
periodos de septiembre de 1998 y octubre del 2000. Este modelo de deformación
origino un punto de ascenso cuya profundidad fue alrededor de 4 km con volumen de
incremento de 20 X 10 M3. El cual se interpreto como deformación ocasionada por la
intrusión de un reservorio magmático.
Figura 4. Interferograma realizado en la región de South Sister.
- 52 -
Geotermia
Trabajos de científicos del Servicio Geológico de Estados Unidos en 1990 demostraron
que el calor magmático y la influencia del gas se veían reflejados en la temperatura de
los puntos geotérmicos y se reflejaba en la química de los mismos. Sin embargo, el área
fue afectada por diversos episodios de intrusiones que no han sido aun medidos en
cuanto los efectos en geotermia.
Sismicidad.
La continua sísmicidad fue disminuyendo después del enjambre de sismos en marzo del
2004, el cual fue localizado cerca del Middle y South Sister, donde se presentaron mas
de 300 pequeños sismos en pocos días. En el 2005, 7 pequeños sismos se localizaron
cerca del área de levantamiento, la magnitud mayor fue de 1.8. Pero desde el 2001, los
científicos instalaron 7 estaciones sísmicas adicionales en el área, y dos más
posteriormente.
B
A
Peligros volcánicos en la región de Three Sisters en Oregon.
Scott et al. (1999) dentro de su reporte describe los diferentes eventos de consideración
que han ocurrido en la región de Three Sisters. En este trabajo incluye un mapa de
- 53 -
peligros distribuidos en diferentes áreas en donde asocia también el tipo de riesgo. Los
eventos peligrosos dentro del área son flujos piroclásticos y surges, los cuáles se
restringen a áreas cercanas de los volcanes. Los deslizamientos en los flancos de los
estratovolcanes se consideran latentes debido a la gran cantidad de material suelto
(ceniza, lavas, etc.) y disparados a través de una futura erupción dentro de la región en
zonas proximales. Las zonas dístales se sitúan sobre los valles de los ríos de gran
caudal, donde pueden ser inundados por lahares que afectaría los alrededores, estos
pueden ser generados al derretirse grandes capas de hielo durante una erupción. Un
peligro constante es la continua emisión de cenizas que constituye un problema a zonas
pobladas dentro de la región.
Referencias
Scott, W.E., 1987, Holocene rhyodacite eruptions on the flanks of South Sister volcano,
Oregon: Geological Society of America Special paper 212, p. 35-53.
Wood, C.A., and Kienle, J., 1993, Volcanoes of North America: Cambridge University
Press, New York, 354 p.
http://vulcan.wr.usgs.gov/Volcanoes/Sisters/framework.html
- 54 -
NEWBERRY VOLCANO
By Victor R. Vargas Gutiérrez, CENTRO DE GEOCIENCIAS, UNAM. (Campus
Juriquilla)
Intro:
Newberry volcano situated 60 km east of the Cascade Range in Oregon. Is a broad, lowangle shield that extends approximately 30 km east-west and 50 km north-south in central
2
Oregon. Covering an area greater than 1300 km and reaching an elevation of 2433 m (7984 ft)
Is by volume the largest volcanic edifice in the Western coast of USA and one of the largest
Quaternary volcanoes in North America. Is located about 20 miles south of Bend, central
Oregon´s most populous city. Although Newberry rises little more than 3,500 feet above the
surrounding lava plains and has the horizontal profile typical of a shield. The general
topographic feature of the area is the Newberry Caldera, which contain two alpine lakes:
Paulina and East Lake that originally was one single body of water, but a explosion divided the
caldera around 7,000 year ago. At same, a series of eruptions along a rift zone produced twelve
separate lava flows covering a total area of 23 square miles, named Lava Butte. In this area two
different set of lava flows co-exist. The most silicic variety, the Big Obsidian Flow that is black
mass of rhyolite that covers more than a square mile of the caldera floor. This is the product of
the Newberry´s most recent eruption, which occurred about 1,300 years ago, and is one of the
largest Holocene obsidian flows in the world with a total volume of 1.09 square miles and 0.031
cubic miles. Less well know but far more voluminous is a series of late Pleistocene flows of
exceptionally fluid basalt that issued from multiple vents on Newberry´s north flank. The latest
of this series of basaltic flows covered the Bend area about 78,000 year ago, encircling Pilot
Butte, a prominent Pleistocene cinder cone located in the eastern edge of the city. The walls
encircling Newberry-s oval shaped caldera are extremely varied in height, lowest where the
Paulina Creek draining Paulina Lake. By constrast, the south rim rises about 1500 ft above the
caldera floor, where a massive rhyolite flows form Paulina Peak, the highest elevation on the
cone. In a general way, Newberry Volcano stand near the intersection of four major geologic
provinces: 1) the Cascade Range with Mount Bachelor, Broken Top and Three Sisters to the
west; the High Lava Plains to the east; Basin and Range province to southeast and the ancient
Blue Mountain to the northeast. During the last 10 My, silicic volcanism in the High Lava
Plains has moved progressively from east tot west along the Brothers fault zone, a complex
system of crustal fractures trending west-northwest from the eastern margin of Harney Basin to
the Cascades. The High Lava Plain´s youngest silicic domes, less than a million years old,
emplaced immediately east of Newberry.
- 55 -
Area covered by lava flows
and extend and the Newberry
volcano
Location of Newberry
Volcano
Cascade
into
the
Range
Volcanoes
- 56 -
History and Regional Information:
Paulina Peak and Paulina Lake are named for a Snake Indian chief, while the volcanic
area is named for a geologist and physician, Dr. John Strong Newberry, who took part in
mapping future railroad routes through the area in 1855. In 1990, the U.S. Congress recognized
Newberry´s special features by establishing the Newberry Volcanic Monument. Encompassing
more than 50,000 acres, the Monument is covering a general circular area around the summit
caldera and a long narrow corridor extending down the shield´s northwest flank. The monument
corridor was drawn to include the northwest rift zone, a linear fracture stretching from the
caldera north wall 14 miles downslope to Lava Butte, a prominent cinder cone standing about
10 m south of Bend.
Connolly have recently found evidence that humans have intermittently occupied the Newberry
caldera for more than 10,000 years. In 1992, excavations near Paulina Lake reveales remain of
what may be North America´s oldest dwelling. The archaeological dig uncovered signis of a
central hearth and the outhlines of a domestic structure, marked buy charred support post and a
coal samples from a depper layer at the site gave a calendar age of about 11, 000 years.
Although the area´s intense volcanic activity –not only Newberry many outboursts, bout also
the cataclysmic Mazama eruption that deposited pumiceous ash 2 to 3 feet deep over the caldera
–necessarily made human habitation sporadic, Native Americans returned frequently to the
caldera to obtain obsidian, prized for fashioning projectile points and other tools. A prehistoric
obsidian trade flourished widely throughout much of the Pacific Coast region for thousand of
years.
Eruptive
History
compared with
other
volcanoes
of
Cascades
- 57 -
General Vulcanological - Geological Settings:
The oldest lava possibly related to Newberry volcano were erupted 1.2 My ago, but
must of the volcano may have been built during approximately the last 600,000 years (Smith,
1985; Sherrod et al.,1997). Throughout most of its history, Newberry has erupted both mafic
and silicic lavas, and pyroclastic deposits of andesite to rhyolite composition have resulted from
numerous eruptions within or near the central caldera.
Is a broad shield-like edifice with flanks inclined mostly under 4° capped by a steeper
cone. The flanks are diversified by about 400 cinder cones and fissure vents arranged in several
rift zones feeding extensive lava flows. Compositions include basalt although basaltic andesite
predominates. The cone is truncated by a caldera of 7 x 5 km in size, shallow because it is
partially infilled by silicic flows, domes and pyroclastic deposits. Composition includes
rhyolite, but rhyodacite predominates. Outflow sheets of ignimbrite occur on the flanks.
Newberry has a shadow zone 12 km wide within which basaltic vents are absent but outside
3
which they area abundant. The volcano has an estimated volume of 450 km and erupted six
times in the Holocene (Higgins 1973; Chitwood 1990).
In general , the Newberry volcano is characterized by:
-Sequence of basaltic and basaltic andesite lava flows.
-Silicic viscous rhyolitic and rhyodacitic lava flows and dome.
-Medium to high silicic pyroclastic deposits (volcanic ash and tefra deposit).
The Caldera and related lava flows
Newberry Caldera Crater is a large summit collapse depression. Newberry seems to
have staged a series of caldera forming pyroclastic eruptions, each outburst creating a somewhat
smaller collapse area than its precedessor and resulting in a concentric or nested caldera. The
oldest and largest caldera probably formed about 300, 000 years ago, when the volcano ejected
an estimated 2.5 cubic miles of pyroclastic material. Newly obtained argon dating reveals that
the most recent collapse event took place about 80,000 y.a., when another violent explosive
event ejected a huge quantity of pyroclastic material, perhaps as much as 2.5 cubic miles.
- 58 -
Donnelly-Nolan suggest diffent phases of the caldera-forming eruption produced rhyodacite
pumice and the more widespread basaltic ash flow deposit known as the Black Lapilli tuff ,
which mantles much of the west flank of the volcano. This eruption spread away ten of
thousands of square miles with ash, one lobe of which have may extended as far south as the
San Francisco Bay Area, with 1 cm thick deposits (Olema ash deposit). Since that time,
Newberry has continued to erupt highly silicic magma in the internal o external facies of the
caldera. Newberry has produced several large-volume explosive eruptions. Kuehn (2002)
suggest that the volcano erupted up to sixty widespread rhyolitic or dacitic tephras, ten of wich
can be correlated with ash deposits as far away as Idaho, Utah and northern California. DonellyNolan suggest that many of the widespread tephra deposits probably represent different ash
lobes from the same eruptive cycle. Difference in the chemical or mineralogical content of
many ash layers may be attributed to the volcano´s tapping of different levels of a
compositionally zoned magma reservoir. Some distict ash fall do extend over vast areas, such as
the Paulina Creek tephra, erupted at least 50,000 y.a, and the Wono tephra, about 20,000 years
old, the latter found in both western Nevada and east-central California. The most recent tephra
eruption produced the Newberry pumice, ejected just prior to the Big Obsidian flow of
approximately 1300 years ago and extending to the east. Judging by the great distance that
upper-level winds carried Newberry´s air-fall material, some of the Plinian eruption plumes may
have risen 33 km or more into the stratosphere. Examining drill cores from in 1981, USGS
found that eruptions following the caldera formation have buried the caldera floor to a depth of
500 m. Core samples reveal that the upper 290 m contain both air-fall pumice and obsidian
flows, as well as basaltic rhyolitic ash that erupted underwater, indicating that a large lake
ancestral to Paulina and East Lake occupied the caldera thousands of years ago, showed by a
thick layer of lake-bottom sediments at depths between 290 and 360 m. Core samples from 360
m to 500 m beneath the surface consisted of pumiceous ash and other pyroclastic material,
underlain by deeper layers of rhyolitic to dacitic flows (500 m to 750 m) and basalt to basaltic
andesitic flow and breccia (750 m to 940 m). The transition from pyroclastic to solid dacitic
anda basaltic flows below 1640 feet probably marks the original caldera floor. Kuehn (2000,
2006) found in Newberry intermittently staged violent Plinian and Peléan eruptions. Whereas
basaltic or basaltic andesite lavas mantle much of its north and south slopes, more silicic tephra
and pyroclastic flow deposits shroud much of its east and west flanks. Cores from a drill of 360
m deep on the upper northeast flank showed that Newberry produced more dacite and rhyolite
lavas on that part of the edifice that the basalt component. On the west side, deposits of the
Black Lapilli tuff cover 30 square miles up to a deep of 61 m. A younger series of ash flow
deposits blanket the upper west flank, forming a smooth, gently dipping surface that extends
about 2 miles from the crater rim. According to Donnelly-Nolan, this deposits results from the
same eruption that produced the Black Lapilli tuff. Composded of numerous andesite pyroclastic
- 59 -
layers, these tephras and ash flows erupted at high temperatures, forming agglutinates at the
caldera rim. Jensen and Chitwood (1990) discovered that the channel of Paulina Creek clean the
Mazama ash by a large flood that took place between 2300-4000 years ago. Between the two
intra-caldera lakes exist a isthmus consists of several rhyolite flows and is surmounted by a
conspicuous pyroclastic structure that occupies the center of the caldera, named Central Pumice
cone. This cone have 220 m high, with a flat-topped cone formed during an effusive-scoriaceous
episode of activity about 7,000 years ago, approximately the same period for construction of
Lava Butte and other effusive basaltic eruptions along the northwest rift zone. Besides the
Central Pumice cone and the obsidian flow erupted inside its crater, this eruptive phase also
produce the Interlake obsidian flow and the Game Hut obsidian flow, which emerged from a
vent at the south side of the Central Pumice cone. Approximately 3,500 years later, an eruption
of the East Lake fissure produced airbone tephra and the East Lake obsidian flows.
Newberry´s most recent eruption, about 1300 years ago included both explosive and
effusive activity. The sequence began violent with a Plinian outburst, ejecting a column of
pumiceous tephra that covered half of the caldera and extended in a straight and narrow lobe
hundreds of miles to the east-northeast. This deposit of around 4 m thick and 9 km from the
source vent located low on the sourhern caldera wall is the Newberry pumice. The gas-rich
silicic magma phase of this eruption also created pyroclastic flows and surges that swept from
the vent into Paulina Lake, leaving a deposit of pumice bombs in a matrix of fine, slightly
pinkish ash. As the gas content of the erupting magma declined, viscous masses of rhyolite then
surged from the wall vent, gradually spreading over a square mile of the caldera floor. Flowing
in northward direction over the pyroclastic flows deposits for a distance of 1800 m, the Big
Obsidian Flow partially engulfed and older tephra structure, the Lost Lake pumice ring.
- 60 -
General
geological
map of the Caldera
and related volcanism
(Intra-caldera
o
external)
Fault System / Vents on Newberry´s Flanks
The complexity of the Newberry´s shieldike edifice probably responde to the
intersection of several geological provinces and their associated fault zones. The east zone
appears to be a continuation of the basaltic volcanism that characterizes the High Lava Plains
east of the shield. Most of the cones in this alignment seem to be relative old. The northwest rift
zone, which has produced the most recent basaltic eruptions, parallels a system of fracture near
the volcano´s base that extends farther northwest along the Tumalo fault zone to Green Ridge in
the Cascades. The third line of fractures, a southwest belt, parallels the Walker Rim fault zone.
- 61 -
In addition, some aligned cinder cones and fissures near Newberry´s summit follow an arcuate
pattern that roughly approximates the curve of the caldera rim and are probably associated with
the concentric ring fracture responsible for summit subsidence and caldera formation. In most
cases, eruptions along fracture zones n the outer shield either concentrated at a single vent and
erected sizable tephra cones, or occurred along fissures and built long ridges of overlapping
cinder or spatter cones, such as the Devil´s Horn a few miles south of East Lake. Basaltic or
basaltic andesite commonly broke through the bases of these cones and flowed between or
around them, leaving a network of intermingling lava flows. Much of Newberry´s north and
south flanks present surfaces like pahoehoe or aa flows. According to Donelly-Nolan, the
Klawhop flow has been dated at about 39, 500 years, but is older than several other large flows
on the north flank.
In addition to its multiple peripheral cones and flows, Newberry has about twenty
rhyolitic domes or thick flows on its west, south and east slopes. At the east base, two large
rhyolite or obsidian domes, East Butte and China Hat, are pre-Newberry in age, 850000 and
780,000 respectively. McKay Butte on the west flank dates to 580,000 years ago. During the
Holocene, all rhyolite eruptions have been restricted to vents in or near the summit caldera.
Newberry´s largest and most prominent rhyolite flow, Paulina Peak, is a mile wide and extends
southwestward from the caldera wall about three miles downslope. This elongate mass was
extruded about 80,000 years ago, shortly before the most recent caldera-forming eruptions.
Lava Butte and Prehistoric Lake Benham
Basaltic lava flows erupted along the northwest rift zone approximately 7,000 years ago
were fed by Hawaiian-style lava. At the rift´s northern end an aligment of spatter cones and
smalls pahoehoe flows, including the Gas Line flows. As the fissure gradually sealed and
activity focused on a single pipelike vent, Strombolian eruptions discharged scoriaceous tephra
that rapidly accumulated to build Lava Butte´s. The cone is visibly thicker and the crater rim
higher on the north side, marking the possible prevailing winds directed of the eruptive vent to
the north. Stream of lava issued through a vent at the south base of the cinder cone but were
then diverted westward and northward into topographic low points along the Deschutes River,
burying its former channel under lava 100 feet thick. A series of overlapping lava flows damned
the river in several places; prehistoric Lake Benham formed behing the uppermost lava dam and
eventually extended to a maximum of 30 miles. In a general estimation the 90 percent of Lava
Butte´s magma output was lava flows, only 9 percent of the toatal volume forming the cinder
cone and 1 percent the thin layer of ash extending to the north.
- 62 -
Tephras deposits:
During the last approximately 50,000 years, Newberry Volcano has been a prodigious
producer of volcanic ash and pumice. In this time the volcano has erupted at least 40 and
probably more than 50 rhyolitic and dacitic tephras. Some of these, including the Wono tephra
and Olema ash, are important marker beds in the Western United States. The large number of
eruptions and the tephra correlations established thus far suggest great potential for correlation
of Newberry tephras to distal sites. The volcano´s long eruptive history, numerous eruptions,
and relative recent activity indicate that future large ash and pumice producing eruptions are
likely. These deposits are composed by tephras, as well Plinian airfall, pyroclastic flow,
pyroclastic surge, and smaller pumice cone and pumice ring type eruptions. The main Holocene
tephras deposit, the East Lake tephras, deposits of Central Pumice Cone, Newberry Pumice and
Paulina Lake ash flow have been recognized outside of the caldera. Only the Newberry Caldera
extends more than a few kilometers beyond the caldera. Pleistocene activity were similar to that
of Holocene, there may have been several additional smaller eruptions. A record of some of
these smaller eruptions may be preserved as traces of ash in soil horizons outside of the caldera.
In addition, extensive erosion and burial of older deposits on the flanks of the volcano may limit
the number of tephras.
- 63 -
General Eruptive-Explosive History of the Newberry Caldera and Volcano, modified by Victor Vargas
from USGS.
- 64 -
Tephras Deposits and minor pyroclastic flows:
Tephra layers from discrete eruptions often differ in their glass composition, types of
minerals present, relative proportions of minerals and glass, and mineral compositions. The
glass composition of a single tephra bed tends to vary little from location to location, whereas
mineral abundance and proportions typically vary with distance from the source vent. Although
mineral composition do not change with distance, crystal fragmentation tend to decrease in
abundance relative to glass shards. In situation where major element glass compositions of two
or more tephra deposits overlap, the mineralogy, age, stratigraphic relations, and/or trace
element composition of the glass may be used to distinguish and identify the tephra deposits
(Sarna-Wojcicki, 2000).
Most of the proximal tephra deposits of Newberry Volcano have homogeneous glass
compositions and are easily compared with another deposits. Several are compositionally
heterogeneous, and some of these are strongly so, containing glass that ranges continuously
from andesite to rhyolite or basalt to rhyolite. For these compositionally heterogeneous units,
both the overall range of glass compositions and the glass composition of the rhyolite end
member have been used to compare deposits. The rhyolitic end member have proven most
useful and most amenable to automated methods. In eruptions with substantial compositional
heterogeneity, it is common for the most silica-rich end member to be erupted first and to form
the base of the tephra layer ( Walker, 1981). Zoned airfall deposits at Newberry Volcano follow
this pattern. Because the silica-rich end member form the base , it is less likely to be removed
by erosion and more likely to be preserved in areas near the volcano. The silica-rich end
member are also volumetrically dominant at Newberry, and they represent the most powerful
and probably most widely dispersed part of each eruption.
The main air-fall deposits in the Newberry Volcano are Holocene Tephras and divided
into the next periods:
Big Obsidian Eruptive Period
MacLeod et al (1995) include the Newberry Pumice, Paulina Lake ash flow and Big
Obsidian Flow in the Big Obsidian eruptive period.
Paulina Lake ash flow
- 65 -
Is the youngest tephra deposit at Newberry volcano. Related to the southwest portion of
the caldera. It was erupted from near the south caldera wall, possibly from the same vent as the
Big Obsidian Flow.
Main point of analysis in Pyroclastic, Tephra Deposits and Phreatomagmatic activity into the area.
Newberry Pumice
- 66 -
Is a widespread deposit, which extends as a narrow lobe eastward from a vent near the
upper part of Big Obsidian Flow. The maximum height of the eruption plume was
approximately 18-21 km (Gardner et, al 1998). The maximum thick is around 8-9 m and contain
large lithic blocks as much as 1m in diameter. By the analysis of grain size, concluded that the
eruption column became shorter and less stable (possibly pulsating) during the latter part of the
eruption. The eruption plume trajectory shifted to the north as a result of lower level winds
being oriented in a more northerly direction than higher level winds.
- 67 -
Pumice and tephra fall deposits in various sequence of the area. Paulina Lake and Newberry Pumice are
the most important deposits.
East Lake eruptive period:
MacLeod et al (1995) assigned only the East Lake obsidian flows to this eruptive
period. The eastern part of the caldera suggests that this period also should include at least two
and possible three tephra deposits. Glass in the upper ash and the coarse tephra are
compositionally similar
and are similar to glass in older Holocene tephras at Newberry
Volcano. Glass in the lower ash is compositionally heterogeneous and distinct.
Trace of the Newberry Isopach of 25 cm related to the East of the Newberry Caldera.
- 68 -
Interlake eruptive period:
This include the East Lake tephra, Central Pumice Cone, several smaller pumice cone and
pumice ring deposits, and obsidian flows.
Central Pumice Cone
Probably from the Central Pumice Cone overlie East Lake tephra on the upper northeast flank of
the volcano.
East Lake tephra
Is a phreatomagmatic tephra probably erupted from beneath the southwest part of East Lake. Is
composed by around 40 individual ash-poor layers in the deposit.
Mazama tephra:
The Mazama tephras forms an important stratigraphic marker at Newberry Volcano. Was a
climatic eruption of Mount Mazama (Crater Lake) that blanketed the Newberry area. The
pumice and basal ash is very homogeneous.
Pre-Mazama tephra:
Traces of silicic tephra matching the composition of tephras of the East Lake eruptive period
have been found in soils beneath Mazama tephra in East Draw. This tephra deposits may be
related to pumice ring deposits.
Pleistocene tephra:
Tephra C / Tephra K
Paulina Creek tephra
This include pyroclastic flow, cross bedded pyroclastic surge and airfall deposits containing
pale gray to white pumice and ash. Pyroclastic flow deposits are found on the west, south and
northeast sides of the volcano, and airfall deposits are present on the south flank. Surge deposits
have been found only within a few kilometers of Paulina Peak. The presence of accretionary
lapilli, the lithic-rich nature of the airfall, and the interstratification of flow/surge and fall
deposits provide evidence for magma-water interaction during eruptions.
Tephra at site 98-58
- 69 -
This deposit may record the volcano´s largest airfall eruption. In many localities like this the
original thickness appears to have been reduced by erosion. A basal ash sequence is preserved at
several locations.
Lava Pass tephra
A basal ash sequence is present at all observed locations, and banded pumice are abundant.
Lava Pass tephra is underlain by at least three additional tephra layers.
- 70 -
- 71 -
TEPHRA CORRELATION:
Newberry volcano has produced many important maker beds in the western United
States, including some previously believed to have originated in the Cascade Region. In
particular, the Wono tephras has been through to have been originated from a Cascade Range
Volcano, possible Mount Mazama (Davis, 1978). The very high similarity between glass
compositions support Newberry Volcano as source for the Wono tephra. The glasses at
Newberry and Wono glass at Summer Lake also display a very similar compositional
heterogeneity. Davis (1985) reported that the Wono tephra was coarser at summer Lake than
further to the south in Nevada, consistent with a coarsening toward Newberry volcano.
AGES OF NEWBERRY TEPHRAS
Tefras deposits of Newberry volcano range in age from approximately 500,000 to 1,300 year
ago (McLeod et al.,1995). The Holocene Tefras are the Newberry Pumice and Paulina Lake ash
flow: Charcoal underlying the Newberry Pumice has been dated at 1510+- 80. Paulina Lake ash
flow is significantly younger than the Newberry Pumice. McLeod et al (1995) calculate a
calibrate age of 1240+-70 years ago. There has been some discussions as to whether the
Newberry Pumice, Paulina Lake ash flow, and Big Obsidian Flow were erupted in one
continuous sequence or whether there may have been significant time between eruptions.
MacLeod and others (1995) suggested that the difference between the ages of the Newberry
Pumice and Paulina Lake ash flow could be attributed to differences in the material dated. Other
Holocene tephras is the East Draw Tephra with calibrated ages of 2270 +-60 years ago.
By another way, the Pleistocene tephras reported by Benson and anothers (1997) in
27,300 years for the Wono tephra and Negrini and others (2000) report an age of 27,800 for
Summer Lake tephra and also an age of 50 to 55,000 years ago for the Olema tephra.
- 72 -
Big Obsidian Flow:
The Big Obsidian Flow erupted approximately 1300 yr ago from the summit caldera of
Newberry Volcano (Robinson and Trimble, 1983). The eruption began with a phase of
explosive activity that deposited pumice and dense lava blocks (91m in diameter) within the
caldera. Approximately 0.32 km3 of tephra was erupted and deposited as far east as Idaho
(MacLeod et al., 1982). Eruptions of pyroclastic flows into Paulina Lake preceded a final stage
of effusive activity in which the 0.13-km3 Big Obsidian Flow was emplaced. The Big Obsidian
Flow is about 1.8 km long and locally thicker than 30 m. Like many Holocene obsidian flows
throughout the western USA, the Big Obsidian Flow consists of four end-member lava types:
finely vesicular
pumice (FVP), coarsely vesicular pumice (CVP),obsidian, and vent-facies rhyolite. Based on
flow front exposures and textural analyses of drill core samples, Fink and Manley (1987)
suggested a general obsidian flow stratigraphy consisting of a basal breccia that is overlain by
dense obsidian, CVP, an uppermost obsidian layer, and a flow surface of brecciated FVP. This
stratigraphy can be seen in the upper 15 m of the Big Obsidian Flow, with an additional textural
unit of vent-facies rhyolite restricted to the southernmost extent of the Big Obsidian Flow,
where it forms an elevated domal protrusion that marks the vent. The basal sections of the flow
are obscured by talus. The Big Obsidian Flow surface has numerous regularly spaced arcuate
ridges and intervening cuspate valleys. Fink (1980) interpreted similar structures on Big Glass
Mountain to be folds formed by buckling of the upper surface during flow advance, in response
to compression parallel to the flow direction. Creation of these structures requires the viscosity
of the flow surface to be substantially greater than that of the flow interior (Fink and Fletcher,
1978; Fink, 1980). As in the development of pahoehoe ropes on basaltic lava surfaces, folds
form when the rate of flow front advance is less than the flow rate from the vent. Flow of lava
from the vent compresses the surface, which buckles into a series of folds whose wavelengths
are proportional to the crust thickness and ratio of viscosity of the surface crust to that of the
flow interior. In addition to folds, obsidian flow surfaces are commonly marked by explosion
craters (Jensen, 1993), conical depressions in the flow surface that are typically 10-25 m in
diameter, and 5-15 m deep. Some of these craters are underlain by cavities. Russell (1905) first
described explosion craters as depressions where explosions occurred,in recognition of their
outer concentric rings of coarse grained (0.1-1 m) obsidian and pumice. Such ejecta deposits are
absent from known collapse depressions or inflation cavities on basaltic flows (Green and Short,
1971; Hon et al., 1994), and imply an origin by gas pressure build-up. It is not clear whether the
gas driving these explosions is purely magmatic (e.g. Jensen, 1993) or whether they could have
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a phreatic component (e.g. Mastin, 1995; Moyer and Swanson, 1987). For this reason, it is
important to understand the origin of the underlying cavity structures.
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Flink´s proposed units for a obsidian flow. (Up) image of Big Obsidian Flow
- 75 -
The close association of cavity structures and explosion craters on obsidian flows indicates that
cavities play an important role in surficial explosive activity. In a schematic model showing the
formation of cavity structures in the shallow crust and their relation to endogenous explosions.
According to this model, cavities serve as reservoirs for exsolved magmatic and/or meteoric
water. When the vapor pressure in the cavity exceeds the strength of the surface crust, an
explosion results. In the simplest scenario, the volatiles are purely magmatic. DeGroat- Nelson
et al (2001) find that magmatic volatile concentrations at depths of 10-20 m in obsidian flows
are high enough to produce gas pressures in excess of estimated surface crust strengths (e.g.
Fink and Griffiths, 1998). This depth is consistent with the average depth of both explosion
craters and cavity structures on the Big Obsidian Flow.
Cavities serve as reservoirs for exsolved magmatic and meteoric volatiles and, as the pressure
within cavities exceeds the strength of the overlying lava, they vent explosively to form craters
on the flow surface. The link between cavity formation and explosive activity therefore suggests
that surface explosions may occur during flow emplacement. Quantifying explosive timing and
potential in future obsidian dome eruptions will require additional studies of craters on the
surfaces of other well preserved flows (e.g. Big and Little Glass Mountain, CA, USA, Rock
- 76 -
Mesa, OR, USA). z
Variations into the Obsidian Flow and the possible generated structures.
Hazard in Newberry:
Newberry volcano is presently quiet. Local earthquake activity (seismicity) has been
trifling throughout historic time. Subterranean heat is still present, as indicated by hot springs in
the caldera and high temperatures encountered during exploratory drilling for geothermal
energy. In terms of our own lifetimes, volcanic events at Newberry are not of day-to-day
concern because they occur so infrequently; however, the consequences of some types of
eruptions can be severe.
Basaltic magma may erupt from long linear fissures or from pipe-like vents. Excellent
examples of both are found along Newberry s northwest rift system, which formed about 7,000
years ago. The northwest rift system traverses the volcano's northern flank for 22 km (14 mi)
from Lava Butte to the caldera. East Lake Fissure, on the caldera wall north of East Lake, marks
the southern extent of the northwest rift system. The rift system includes 12 lava flows that
range from 1 to 9 kmin length (0.6 to 5.6 mi) and cover areas as great as 24km2 (6,000 acres or
9 square miles). In total, lava flows of this eruptive episode covered more than 60 km2 (23
square miles). The eruptive sequence that culminated in the Big Obsidian Flow 1,300 years ago
exemplifies several aspects of a typical rhyolitic eruptive sequence at Newberry volcano. The
eruptions began with tephra showers that deposited pumice lumps and dense lava blocks as
large as 1 m (3 ft) within the caldera. The mixing of magma, either basaltic or rhyolitic, with
water tends to change the character of the eruption from one of continuous expulsion of lava or
tephra to one involving discrete explosions. The major hazard produced during such explosions
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is pyroclastic surges of tephra, gas, and steam that radiate out from the vent.
Three kinds of eruptions are expected to occur at Newberry volcano in the future. The
most likely type involves explosive pyroclastic eruptions of rhyolitic magma in small to
moderate volumes (0.01-1.0 km3; 13 million- 1300 million cubic yards) from vents in the
caldera or just beyond the caldera rim. The caldera is the most likely site for such eruptions,
owing to the abundance of rhyolite that has erupted there in the past. Also, the presence of lakes
and shallow ground water in the caldera increases the likelihood that eruptions from caldera
vents will be explosive. Even basaltic magma can generate strong explosions if erupted through
water such as the caldera lakes. The next most likely type of future eruption, and one of lesser
potential hazard, is a basaltic eruption from vents on the flanks. These would likely produce
lava flows and cinder deposits, also of small to moderate volume. The third type, and
fortunately the least likely to occur, is a large explosive eruption from a vent in the caldera that
discharges several cubic kilometers or more of magma. Such eruptions include those that
created the caldera. A description follows of the hazard zones for each of these eruption types as
well as other events that might accompany eruptive activity.
Hazards expected in this zone are tephra falls, pyroclastic flows and surges, and ballistic
projectiles. The caldera has repeatedly been the site of volcanic activity, with rhyolitic eruptive
products issuing from seven discrete vents during three eruptive periods in the past 7,500 years.
On the basis of eruption frequency during the recent geologic past, we estimate the
annual probability of explosive eruptions affecting the caldera and immediately adjacent areas is
about 1 in 3,000 (four eruptive periods, one basaltic and three rhyolitic, in 12,000 years).
Lahars of greatest concern at Newberry volcano would be those produced in the Paulina
Creek drainage on the west side of the volcano, The lahar-hazard zone along Paulina Creek
encompasses areas that could be inundated by lahars or floods generated by volcanically
induced melting of snowpack, by eruptions in Paulina Lake, or by water rapidly displaced when
pyroclastic flows enter the lake. Hazard zone for gases is restricted to the caldera, owing to the
presence of known gas seeps there and the numerous small topographic depressions found upon
the caldera floor. Even with increased gas discharge, atmospheric circulation would probably be
adequate to disperse the gas and reduce the hazard in most settings.
The probability that a flank eruption will affect a given area in zone can be estimated
only approximately because the frequency of such eruptions prior to the last ones about 7,000
years ago are so poorly known. Weinfer that the annual probability of a flank eruption occurring
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in zone LA is roughly 1 in 5,000 to 1 in 10,000. The worst-case scenario is for a largemagnitude explosive eruption or even another caldera-forming eruption, the very process that
has occurred at least twice in the past 600,000 years to form Newberry Crater. Such a low
frequency of occurrence suggests that the annual probability of another such event
is no greater than 1 in 100,000.
The volcano shows no signs of the volcanic buildup that would precede such a
devastating eruption. Newberry is broad and gently sloping, not a steep-sided cone like Mount
St. Helens or other Cascade composite volcanoes. Magma rising into the shallow crust at
Newberry volcano would be buttressed by a substantial mass of rock.
Annual probability of ash fall deposits in the western section of the Cascades Volcanic Range. Note that
Newberry have low probabilities and Mount St. Helens is the most probable scenario.
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Bibliography:
•
Walker, P.L. Basaltic-Volcano Systems. Geological Society, London, Special
Publications 1993; v. 76; p. 3-38
•
Castro, Jonathan. Structure origin of large gas cavities in the Big Obsidian Flow,
Newberry Volcano. JVGR 114 (2002); p.313-330
•
Kuehn, S.C. and Foit, F.F., 2000, Silicic Tephras of Newberry Volcano, in Jensen,
R.A., and Chitwood, L.A., eds, What’s New at Newberry Volcano, Oregon: Guidebook
for the Friends of the Pleistocene Eighth Annual Pacific Northwest Cell Field Trip, pp.
135-163
•
Kuehn, S.C. and Foit, F.F., 2006, Correlation of widespread Holocene and Pleistocene
tephra layers from Newberry Volcano, Oregon USA, using glass compositions and
numerical analysis. Quaternary International 148 (2006) p. 113-137
•
Gonnermann-Manga. Flow Banding in obsidian:
A record of evolving textural
heterogeneity during magma derormation. Earth and Planetary Science Letters 236
(2005) p.135-147
•
USGS Web Page (Newberry Volcano)
•
VolcanoWorld Web Page
•
Guidebooks of Mount Mazama, Newberry Caldera and flows and Big Obsidian Flows.
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Texto preparado por los alumnos de la UNAM participantes del curso

Transcripción

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