LOS VOLCANES DE CHIRIQUI
EDUARDO CAMACHO A.
Laboratorio
de Geofísica e Hidrogeología
UNIVERSIDAD
DE PANAMA
INTRODUCCION
Los primeros estudios sobre tectónica y
volcanismo en Panamá sugerían la no existencia de
volcanismo activo en la región occidental de Panamá
debido al emplazamiento de la Zona de Fractura de Panamá
y al arribo de la Dorsal de Cocos, que actúo como un
tapón sobre la trinchera existente, haciendo cesar el
proceso de subducción (Malfait y Dinkelman, 1972).
Otros investigadores, sin embargo han
indicado que este volcanismo continuó en Panamá al
oeste de la Isla de Coiba y al este de la Zona de
Fractura de Panamá dentro del Pleistoceno (p.e. de Boer
et al., 1988). Estudios radiométricos y químicos de los
principales aparatos volcánicos del oeste de Panamá
sugieren evidencias de un volcanismo activo y reciente,
que en algunos casos, como el Volcán Barú, llega hasta
hace unos 700 años (IRHE-BID-OLADE, 1985) y 300 años
para el Complejo de la Yeguada (Cook, 1987).
EVOLUCION DEL ARCO
VOLCÁNICO PANAMEÑO
El volcanismo de arco en Panamá sugiere la
posibilidad que el arco volcánico se haya formado en una
etapa tan temprana como 70 Ma. Algunos investigadores
dividen la evolución del arco volcánico en dos etapas:
Una etapa temprana posiblemente toleítica y el
desarrollo posterior de un complejo calco-alcalino que se
ha subdividido en tres etapas diferentes y bien
marcadas.
La etapa temprana toleítica se considera
como un Complejo Ígneo Básico, que incluye los
Complejos de Nicoya en Costa Rica, la Península de
Azuero en Panamá y los terrenos de la costa pacífica de
Colombia y Ecuador. (Restrepo, 1987).
Asociado al arco toleítico ocurrio el
emplazamiento de rocas volcánicas intrusivas como
dioritas y cuarzo dioritas alrededor de 60- 70 M.a. en
Panamá. La primera etapa de volcanismo calco-alcalino al
parecer empezó con un período de magmatismo en el
Eoceno consistente en cuarzo dioritas y granodioritas
bajas en K. Un segundo episodio de magmatismo calco-
alcalino durante el Oligoceno afectó la parte occidental
de Panamá, así como al resto de América Central. La
tercera y última etapa calco- alcalina en Panamá, está
marcada por un cese de la actividad volcánica durante el
Plioceno. El volcanismo del Mioceno Superior arrojó
grandes cantidades de ignimbritas, tobas y lavas que
fueron afectadas por alteraciones hidrotermales asociadas
con intrusiones posteriores de dioritas, granodioritas y
raramente monzonitas.
El Mioceno Superior y Plioceno inferior
marcó un período de compresión tectónica
(plegamiento, fallamiento inverso y rotación) que
resultó en la erosión de edificios volcánicos al nivel
de las intrusiones (IRHE- BID- OLADE, 1985). El
volcanismo Plio-pleistocénico empezó hace
aproximadamente 1.2- 1.3 Ma. (IRHE- BID- OLADE, 1985).
Los productos son calco- alcalinos y el principal tipo de
roca es andesita.Grandes cantidades de productos
piroclásticos fueron extruídos de estos complejos
volcánicos jóvenes.
En el Occidente de Panamá, existen 10
estratovolcanes, aproximadamente 15 a 20 domos
volcánicos y conos paralelos al sur del arco principal
(Clark, 1989) (Figura 1) Durante las investigaciones
geológicas y geotérmicas llevadas a cabo durante la
década de los 80 bajo el Convenio OLADE-IRHE se
determinó que estos aparatos volcánicos alineados en
dirección NW-SE, presentan edades decrecientes al SE.
Esto se infiere debido al grado de conservación de la
morfología de las estructuras volcánicas y el grado de
alteración meteórica de los productos emitidos.
La principal secuencia de volcanes
presenta una composición principalmente de andesitas
calco-alcalinas pero puede exhibir un rango amplio en
composición desde basaltos hasta riolitas. Los domos y
conos paralelos al arco volcánico principal parecen
estar compuestos por productos volcánicos toleíticos y
calco-alcalinos con bajo contenido de potasio (K) (Clark,
1989).
Figura 1. Principales edificios volcánicos en Panamá.
(Cortesía de SINAPROC)
Las principales fuentes de emisión
de los productos volcánicos en el Occidente de
Chiriquí, fueron los estratovolcanes Pando,
Colorado-Tisingal y Barú, cuyos conos muestran una
alineación noroeste- sureste. Los dos últimos poseen
características morfológicas que indican actividad
reciente, probablemente Pleistoceno para el Colorado e
histórica o sub-histórica para el Barú (IRHE- BID-
OLADE, 1985; Restrepo, 1987), la última erupción del
Barú se remonta a 700 años atrás.
VOLCAN TISINGAL-COLORADO
Con actividad volcánica durante el
Pleistoceno. Según dataciones radiométricas (K/
Ar), la edad de este volcán se sitúa entre 1.66±
0.49 Ma. y 1.18± 0.40 Ma. (UTP- CEPREDENAC, 1992 a).
Figura 2. El Volcan Tisingal en primer plano y el
Volcán Barú al fondo
Se ha determinado, que posteriormente a
su formación, se verificó una actividad tectónica
de tipo distensivo, evidenciado esto por los
depósitos de avalanchas de escombros observados en
el sector meridional. En la zona Cotito-Los Pozos, se
observa que la Fila del Colorado (SW del Volcán
Colorado), está formada por enormes bloques
provenientes del propio aparato volcánico. También
se indica en el mismo informe que se dieron
erupciones direccionales con elevada explosividad, ya
que se han reconocido depósitos de nubes ardientes.
La actividad de este volcán terminó con el
emplazamiento de domos de lava al interior de la
depresión central con escasos depósitos
piroclásticos asociados.
CERRO PANDO
Localizados al oeste del Volcán Barú
se ubican los cerro conocidos como Silla de Pando y
Cerro Pando. Ambos corresponden a los domos conocidos
como “Domos del Pando”. El domo del Cerro
Pando tiene unas dimensiones aproximadas de 1.5 x 2.0
km, con una altura de 1756 m.s.n.m. Su emplazamiento
tuvo un desplazamiento hacia el sur, con un
comportamiento semejante a un flujo de lava muy
viscoso. Como consecuencia de varias erupciones, el
domo está cortado en su parte centro-meridional por
una falla de dirección E-W.
Las rocas de este domo están clasificadas como
andesitas basálticas altas en K20 y
edades entre 1.20±0.09 Ma y 1.00±0.14 Ma (UTP-
CEPREDENAC, 1992a). El domo de la Silla de Pando se
ubica a 1 km al NW del anterior, con dimensiones de
1.5 x 1.0 km y una altura de 1835 m.s.n.m. Compuesto
por andesitas basálticas altas en K. Las mediciones
radiométricas indican una edad más reciente que el
domo del Cerro Pando, o sea alrededor de 0.92± 0.24
Ma (UTP- CEPREDENAC, 1992a).
EL VOLCAN BARU
Ubicado 15 km al este del área de Cerro
Pando, es el punto geográfico más alto del país,
con una altura de 3474 m.s.n.m. La información
disponible indica que el Barú tuvo una fase inicial
hace 0.5 Ma, y su actividad continuó hasta tiempos
pre-coloniales.
Por el estudio realizado por el IRHE-BID- OLADE
(1985), se sabe que el Barú tuvo seis erupciones
agrupadas en dos ciclos. Durante el primero, el
material predominante fue la lava; en tanto que en el
segundo, el dominio de la actividad explosiva de
carácter freatomagmática fueron importantes.
Información obtenida sobre dataciones de 14C
que se realizaron en muestras derivadas del Volcán
Barú durante su segundo ciclo de erupciones (Linares
et al. 1975), indican edades de 740± 150 años A.P.
para una madera carbonizada cubierta por un estrato
de ceniza que enterró el poblado indígena de
Barriles. Otra datación realizada en Sitio Pití
indica que hace 600 años, la actividad del Barú
afectó en gran medida el Valle de Cerro Punta.
En la historia eruptiva del Barú tenemos un primer
período correspondiente a la formación del edificio
volcánico principal, en el cual las lavas son más
abundantes que los productos piroclásticos. Este
primer período termina con una fase tectónica y
derrumbes que modifican profundamente la estructura
del volcán, produciendo una ancha depresión
central. Un segundo período corresponde a las
erupciones sucesivas que formaron el edificio
volcánico ubicado en el interior de la depresión
central.
En este período se formaron los cuatro
cráteres actualmente reconocibles, dispuestos a
grandes rasgos en dirección E-W por una distancia de
2.5 Km. El orden en que hicieron erupciones sugieren
la existencia de una migración progresiva de la
actividad volcánica de este a oeste. La actividad
volcánica incluye el emplazamiento de domos en tres
de los cuatro cráteres del segundo ciclo. (UTP-
CEPREDENAC, 1992a)
Figura 3. El Volcán Barú visto desde el sitio de
Barriles.
Los materiales del primer ciclo de Barú
se asemejan mucho a los materiales del Volcán
Colorado, lo que sugiere la hipótesis de que se
verificó un desplazamiento del conducto volcánico
del Colorado a el Barú.
El análisis de la información histórica,
petrográfica, petrológica y química de los
materiales emitidos por el Barú, así como de las
secciones estratigráficas, permiten determinar los
tipos de actividad que caracterizaron este volcán.
(UTP- CEPREDENAC, 1992a).
Después de la primera erupción del Barú, en donde
se derramaron lavas, se verificaron erupciones
caracterizadas por su gran explosividad. Los
mecanismos de erupción son de tipo plineano, con una
marcada componente freatomagmática. Las erupciones
freatomagmáticas se dan cuando el magma ascendente
por el conducto volcánico entra en contacto con el
agua contenida en los acuíferos subterráneos
ubicados en los depósitos de los productos emitidos
por el volcán en sus erupciones anteriores. Estudios
de los materiales del Barú, demuestran que la
interacción agua- magma se dio cerca de la
superficie, y que el agua involucrada en este proceso
provino de acuíferos ubicados entre los materiales
permeables que originaron el cono volcánico.
También hay restos de erupciones fisurales
evidenciadas por la presencia de escoria basáltica
que se observa en la sección ubicada en el valle de
Cerro Punta y el Cerro Gordo. Además se han
identificado depósitos de “surge” en la
parte superior del último lahar en Paso Ancho. Los
depósitos de “surge” indican la
liberación de una gran cantidad de energía
mecánica, con una gran capacidad de destrucción.
Estos depósitos se forman cuando la relación entre
magma y agua está próximo al valor de uno.
Tipos de Erupciones del Volcán Barú
La información disponible sobre los
diferentes tipos de erupciones y materiales, junto con
las características principales han sido resumidas por
UTP- CEPREDENAC, 1992a y se detallan a continuación:
En la zona de Boquete se observan
espesores de hasta 60-80 m. Contienen restos de
troncos carbonizados. Los flujos piroclásticos
se encuentran sobre una base constituida por
depósitos de cenizas y arenas de pómez. En la
base de éstos flujos no existen depósitos de
caída.
En los depósitos de la última
erupción se nota un pasaje de estos materiales a
lavas, lo que parece indicar que de una erupción
freatomagmática se pasa a una erupción
volcánica no explosiva. Estos depósitos
constituyen una amenaza por la elevada velocidad
con que se mueven las masas que descienden por la
pendiente y su gran capacidad de arrastre.
Hay evidencias de este tipo de
depósitos en la última erupción y se reporta
en la sección estratigráfica de Paso Ancho.
Están en Cerro Gordo, 19Km al oeste
del cráter del Volcán Barú y las que se
señalan en la sección estratigráfica ubicada
en las proximidades de Cerro Punta.
En tres de los cráteres de las
erupciones del segundo ciclo se observan domos.
En el Cerro Totuma (domo del Volcán
Colorado), al NW del Barú y en el domo del Pando
al oeste del Barú, se encuentran cenizas de las
erupciones del primer ciclo del Barú. Es
frecuente observar la presencia de bombas tipo
“corteza de pan”. La erupción
explosiva del primer ciclo, provocó la
formación de gran cantidad de piroclastos de
caída.
El espesor de las coladas de lava
varía de 5 a 10 m. En las partes altas del
volcán y llegan hasta 40 - 50 m. En las partes
frontales de las coladas.
Estos flujos se han localizado en
las áreas próximas al cono volcánico. La
primera erupción del Barú derramó gran
cantidad de lavas que se extendieron en todas las
direcciones, mientras que las siguientes
erupciones se caracterizaron por la ausencia de
lava. En las últimas erupciones se encuentran
nuevamente lavas, que se derramaron
principalmente hacia el este. Las lavas se
extendieron por mayor distancia hacia el sur. En
el río Monte de Macho, a la altura de Cuesta de
Piedra, se observa un buen afloramiento de estas
lavas.
Una porción del cono volcánico del
Barú se deslizó debido a los procesos de
transformación geomorfológica y las violentas
erupciones que truncaron el cono y formaron una
gran depresión central semicircular que tomó la
forma de herradura abierta hacia el oeste cuando
grandes porciones del cráter se deslizaron
formando un debris avalancha. Estas porciones
deslizadas forman los cerros que se encuentran en
los alrededores de Hato de Volcán. Entre estos
cerros se mencionan el Macho de Monte, Cerro Pon
la Olla, Potrero de Piedra, etc.
Se tiene que los productos del Barú
en un área delimitada por los ríos Chiriquí
Viejo y Caldera. En su primera erupción El Barú
emitió principalmente lavas que se derramaron en
todas las direcciones sin embargo la
distribución hacia el norte fue limitada por la
barrera natural de la Cordillera de Talamanca.
Hacia el sur las lavas alcanzaron
grandes distancias. Se encuentran afloramientos
hasta el Río Macho de Monte, a las alturas de
Cuesta de Piedra. Las siguientes erupciones
fueron explosivas caracterizándose por gran
variedad de materiales piroclásticos. En la fase
final del segundo ciclo vuelve nuevamente a
presentar emisiones de lavas que se derramaron
hacia el sur y el este.
La distribución de los flujos
piroclásticos, flujos de lavas y lahares ha sido
influenciada por la morfología preexistente
observándose la influencia de la barrera de la
Cordillera de Talamanca y el escarpe que se
formó después del primer ciclo de erupción.
Estas barreras naturales han obligado a los
diferentes flujos a distribuirse en forma de
abanicos dirigidos principalmente hacia el SE, S,
SW y W del cono volcánico principal.
Los flujos piroclásticos y los
lahares dominan la parte meridional del volcán
llegando hasta cotas bajas en las cercanías de
las costas del Pacífico, en donde se encuentran
intercalados con los sedimentos marinos,
lacustres y aluvionales actuales. La
distribución de los piroclastos está
determinada por la dirección de los vientos, de
los cuales se saben soplan de NE a SW y de SW a
NE dependiendo de la estación. Las secciones
estratigráficas demuestran que estos productos
se han distribuido en todas las direcciones, sin
embargo las secciones del N y del NE indican que
los últimos materiales que se depositaron en
estas áreas son piroclástos de caída. Grandes
bombas volcánicas se encuentran a distancias
considerables. Sobre el Cerro Totuma, se han
encontrado cenizas de pómez del Barú.
Períodos
de Recurrencia de las Erupciones
A partir de 15 muestras de 14C
obtenidas de fragmentos de madera dentro de un lahar
que enterró un bosque (Stewart, 1986) y de restos de
carbón de un fogón de dos aldeas
indígenas que fueron enterradas por una erupción de
cenizas (Linares et al, 1975) dan edades que
fluctúan entre los años 60 A.C. hasta los años
1210 D.C. Sin embargo no hay informes durante el
período histórico sobre actividad del Volcán
Barú. Por lo tanto no se pueden hacer estimaciones
sobre el período de recurrencia de la actividad
volcánica.
Los productos volcánicos originados por
el volcán Barú hacia el primer ciclo de actividad
corresponden principalmente a flujos de lavas. Los
posteriores ciclos eruptivos se caracterizaron por
una gran diversidad y abundancia de materiales
piroclásticos, producto de erupciones de gran
explosividad. Como base para la datación del último
ciclo de actividad volcánica del Barú, Stewart en
1978 utilizó estudios arqueológicos y de 14C
para datar el último evento que provocó la
despoblación del sector de Chiriquí Viejo y
reconocer las edades de los materiales del primer
metro de profundidad. Sobre los niveles que indican
el último cese de actividad cultural, en las dos
perforaciones realizadas se han identificado capas de
pómez entre 5 y 15 cm de profundidad, que se
presumen son los últimos productos emitidos por el
Barú.
Otro
fenómeno se ha presentado en la cuenca del Río
Chiriquí Viejo y es el de represamiento. Se ha
determinado que durante la primera erupción del
Volcán Barú, tres flujos se derramaron hacia el NW
y llegaron hasta el área de Bambito, provocando
represas en la parte superior del Chiriquí Viejo,
originando la formación de un Lago en la zona de
Cerro Punta. Posteriormente el río excavó el
cañón de Bambito y drenó el Lago, lo cual provocó
la desviación del antiguo cauce en la parte alta del
río hacia el oeste
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