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173 páginas El 19 de febrero de 1600 d. C. el volcán Huaynaputina (Moquegua) situado en el sur del Perú, presentó una gran erupción de tipo pliniana, la cual es considerada la erupción histórica más voluminosa de Sudamérica (Thouret et al., 1999, 2002; Adams et al., 2001), que generó uno de los más importantes impactos climáticos globales (en términos de reducción de temperatura promedio) en los últimos 1500 años (Stoffel et al., 2015). El estratovolcán Huaynaputina es parte de una agrupación de domos, construido sobre un volcán compuesto, constituido de flujos de lavas y depósitos piroclásticos emplazados durante el Pleistoceno y Holoceno. La erupción de 1600 d. C. destruyó los domos de lava y depósitos piroclásticos preexistentes que afloran en el borde del anfiteatro del volcán, cubriendo con depósitos piroclásticos los sectores proximales y distales del Huaynaputina. Thouret et al. (2002) reconocieron cinco fases eruptivas y cinco unidades tefroestratigráficas en los depósitos de la erupción: 1) un depósito de caída de tefra pliniana; 2) una secuencia de capas de cenizas interpretadas como caídas de cenizas de tipo vulcaniano; 3) una secuencia de depósitos de ignimbritas no soldadas correspondientes a una fase de flujos y oleadas piroclásticas; 4) un depósito de caída de ceniza rica en cristales (hasta 80 % de cristales libres); 5) un depósito de flujo de cenizas de pequeño volumen. Recientes estudios tefroestratigráficos permitieron realizar un recálculo de los parámetros de la erupción del volcán Huaynaputina del año 1600 d. C. Este recálculo se realizó en base a más de 670 puntos de control, donde se incluyeron 42 nuevas secciones efectuadas entre los años 2015 y 2018, ubicadas en las zonas proximal y medial del volcán. Las medidas de espesor, compiladas en una base SIG, permitieron elaborar un nuevo mapa de isópacas. Este mapa muestra que las tefras fueron dispersadas a más de 400 km, con ejes de dispersión en dirección O-NO y O para las isópacas distales, y un tercer eje en dirección O-SO para las isópacas proximales a mediales (Japura, 2018). La estimación del volumen erupcionado fue basada en modelos Power Law, Weibull, Pyle; se han adaptado los modelos de Bonadonna y Houghton (2005), Burden et al. (2011), Bonadonna & Costa (2012) para integrar la isópaca más distal posible. Se calculó un volumen de tefra actual de 8.00 a 9.93 km3 (Thouret et al., 2002ª; Japura, 2018). Recientemente, en base a modelos estadísticos, utilizando la base de datos indicada anteriormente, se ha realizado una nueva estimación del volumen de los depósitos de caída pliniana, los cuales arrojaron valores entre 13 y 14 km3, que es casi el doble de estimaciones de estudios anteriores (Prival et al., 2020). Estos datos de volúmenes obtenidos radican en que valores más bajos corresponden a medidas de espesores que no consideraron los depósitos de tefra por debajo de la isópaca de 1 cm (Prival et al., 2020). Adams et al. (2001) calcularon una altura de columna de 34 – 45 km en base a los espesores y a las medidas de clastos del depósito de caída pliniana. Con los mapas de isopletas (pómez y líticos) y utilizando el modelo de Carey y Sparks (1986), se estimó una altura de columna eruptiva entre 35 ± 2 km, con una velocidad de viento entre 10 a 30 m/s, un valor similar a las estimaciones preexistentes (Thouret et al., 2002; Japura, 2018). Prival et al. (2020) calcularon una columna eruptiva entre 26 a 31 km, considerando la cuenta de advección de viento en el penacho (Biass et al., 2015; Rossi et al., 2019). Los últimos estudios indican que la altura ha sido recalculada a 32.2 ± 2.5 km. Estudios realizados por Thouret et al. (2002) muestran una tasa de descarga volumétrica eruptiva en el rango de 5.4-6.6X104 a 1X105 m3/s, una tasa de descarga de masa (MER) de 1.3-1.6X108 kg/s. Actualmente, en base a la altura, se calculó la tasa de descarga volumétrica de 1.01x105 a 1.57x105 m3/s y un MER entre 2.20 x108 a 4x108 kg/s. Prival et al. (2020) obtuvieron valores entre 1.4x108 y 3.2x108 kg/s. Las tasas de descarga en combinación con las estimaciones de volumen nos permiten obtener duraciones de la erupción que oscilan entre 5 y 19 h (Prival et al., 2020). Este rango de valores es consistente con las 12 a 19 h estimadas a partir del análisis de las crónicas españolas (Thouret et al., 2002 en base a datos históricos interpretados por Jara et al., 2000). Estos datos nos permitieron definir el índice de magnitud de 5.8 e índice de intensidad de 11, obteniendo un Índice de Explosividad Volcánica (IEV) de 6. La densidad de la pómez se encuentra entre 0.6 y 0.7 g/cm3 para los sectores proximales, 0.8 g/cm3 para los sectores mediales y 0.9 g/cm3 para los distales. Los valores de densidad varían con un incremento horizontalmente por cada sección (ultra proximal, proximal, medial) de manera proporcional a la distancia dispersada con respecto al cráter (Cueva, 2018). La densidad aparente seca de cada subunidad del depósito de caída pliniana ha sido medida en 32 sitios, donde se tienen resultados de 0.62 g/cm3 para depósitos proximales y 0.72 g/cm3 para depósitos distales (Prival et al., 2020). La distribución granulométrica de la caída de lapilli pómez pliniana varía según las zonas de depositación. En la zona proximal y medial, el depósito de caída pliniana presenta una distribución bimodal y unimodal, mientras que en la zona distal presenta una distribución únicamente unimodal. Esto indica que la sedimentación del tamaño de partículas es variable según la distancia al cráter e influenciada por la dirección del viento (sotavento). Se realizó la distribución total de tamaño de grano para inferir el estilo de fragmentación y de erupción, donde casi el 70 % de la masa del depósito se encuentra entre -4.0 y -1.0 phi (φ), con tamaños entre 1.6 cm a 2 mm. Los componentes litológicos de los productos de la erupción han sido estudiados en base a 100 muestras de fracciones de 4, 2, 0.5 y 0.125 mm, donde la mayor parte del depósito está compuesto por material juvenil (91 %), líticos cogenéticos (4 %), líticos no juveniles (3 %) y cristales libres de plagioclasa, biotita, anfíbol y minerales opacos (1 %) para la fracción 0.4 mm. Recientes investigaciones geológicas, geofísicas y tefroestratigráficas nos han permitido identificar y conocer las características de seis de los principales poblados enterrados: Calicanto, Chimpapampa, Cojraque, Estagagache, Moro Moro y San Juan de Dios, ubicados en el flanco suroeste, sureste, sur y noroeste del cráter del volcán Huaynaputina. Se han elaborado los mapas geológicos de Calicanto, Chimpapampa y Estagagache a escalas 1:2000, 1:3000 y 1:2500. Según las columnas estratigráficas levantadas y descripciones de campo, el depósito de caída pliniana presenta espesores entre 1 a 3 m, mientras que los depósitos de flujos piroclásticos llegan hasta 6 m. Todo este material piroclástico habría cubierto los pueblos establecidos en las periferias del volcán. Se utilizaron varios métodos geofísicos para analizar las características de los pueblos sepultados: Georradar GPR, cámaras infrarrojos – térmica IR (Cámara FLIR) y Prospección Magnética GEMSYS GSM19, los que permitieron obtener radargramas y mapas de anomalías magnéticas en zonas donde las estructuras están localizadas a una profundidad entre 0.5 y 2 metros. Con el uso de la Fotogrametría con Drones (Phantom 3 y 4Pro), se obtuvieron Modelos de Elevación Digital (DEM) con alta resolución espacial (1.7 cm/píxel) e imágenes satelitales de alta resolución, que cubrieron un área de hasta 78 ha, los cuales sirvieron como base para la visualización los mapas geológicos y de prospección geofísica. Se han realizado trabajos de educación y difusión durante el periodo 2015-2019, en los dos centros más poblados, Quinistaquillas ubicado a unos 20 km al sur y Omate a unos 15 km al SO del volcán Huaynaputina. Se impartieron capacitaciones, charlas, talleres, encuestas, dirigidas a estudiantes de colegios, universidades, municipalidades y público en general con el objetivo de brindar información acerca del estudio de los volcanes y sensibilizar a la población para el manejo de crisis volcánicas. En base a la caracterización geológica y geofísica de los 6 pueblos sepultados por la erupción, se realizó un mapa geoturístico, donde se proponen 12 geositios ubicados alrededor del volcán Huaynaputina con el propósito de fomentar el turismo geológico y cultural en la zona.

81 páginas El Área de No Admisión de Petitorio (ANAP) denominado Huyahuya se ubica en las Comunidades de La Unión y Chacoche, distritos de Circa y Chacoche y provincia de Abancay, 46 km al sur de la ciudad de Abancay. Abarca una extensión de 3,800 hectáreas a una altitud promedio de 4400 m.s.n.m, La zona es de difícil acceso, por lo que la principal fuente de registro corresponde a la cartografía litológica, alteración y mineralización en sectores en donde ha sido posible el reconocimiento de campo. Las unidades litológicas identificadas son mayormente de composición ígnea plutónica, las mismas que se detallan según orden temporal (interpretación en base a relaciones de corte y contacto y observaciones de campo) como: diorita, granodiorita, cuarzo monzodiorita, stocks cuarzo monzonita y rocas porfídicas. La alteración hidrotermal está relacionada espacialmente con las unidades litológicas intrusivas. Se distinguen claramente las alteraciones como: propilítica (clorita – epidota ± sericita), argílica, silicificación y cuarzo-sericita, esta última restringida a estructuras vetiformes, diques y a dos brechas intrusivas. La mineralización en el ANAP ocurre como vetas/vetillas, venillas, brechas y diseminado; esta última asociada a los diques pofiríticos. En el ANAP Huyahuya se han podido definir dos zonas potenciales por Cu. La zona ubicada al norte, perteneciente a la comunidad de Itahui. Y otra zona ubicada al sur, perteneciente a la asociación Parcco-Pararani. Los resultados obtenidos en el presente estudio muestran claras anomalías geoquímicas en cobre-molibdeno-oro, relacionados con estructuras vetiformes y venillas en la zona norte del ANAP (Itahui).