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El maar poligenetico de Hule (Costa Rica). Revision de su estratigrafia y edades.

THE POLIGENETIC HULE MAAR (COSTA RICA). REVISION OF ITS STRATIGRAPHY AND AGES

INTRODUCCION

La Laguna Hule se ubica 11 km al norte del volcan Poas, en el flanco norte de la Cordillera Volcanica Central de Costa Rica, formando parte de un extenso complejo volcanico que involucra a los volcanes Poas (conos Votos y Von Frantzius), Congo y varios centros eruptivos menores (Fig. 1). Entre los centros de menor envergadura y de origen explosivo ademas de Hule, se destacan la laguna Rio Cuarto, 5 km al norte de Hule y la serie de conos piroclasticos denominados Sabana Redonda al sur del crater principal del Poas y a 20 km de Hule.

El rasgo distintivo del conjunto volcanico es la alineacion de los centros segun fisuras de orientacion N-S que responden a la tectonica regional. Siguiendo este lineamiento se disponen efusiones andesitico basalticas de aproximadamente 200 000 anos que constituyen un campo de lavas de suave relieve, aun con los frentes de lavas reconocibles, como se observa tanto en cercanias de Hule como proximo a Rio Cuarto (Carr et al., 2007).

El area ha sido estudiada por su interes geologico y geotecnico, y particularmente por el potencial peligro de las erupciones y su influencia en obras civiles en construccion como las desarrolladas por los Proyectos Hidroelectricos Cariblanco y Toro 3, llevadas a cabo por el ICE (Instituto Costarricence de Electricidad). Precisamente, por este motivo se realizo un estudio completo y extenso sobre el Peligro Volcanico que contemplo los levantamientos estratigraficos de detalle presentados previamente por los autores (Alvarado & Salani, 2004). La continuidad de las labores en el marco de ambos proyectos, permitio realizar observaciones en nuevos y profundos cortes artificiales, que dejaron entrever una estratigrafia mucho mas completa. Estas nuevas exposiciones muestran los productos explosivos cercanos al centro eruptivo Hule, y plantearon una serie de incognitas que motivaron una revision de los analisis previos.

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En el presente trabajo se dan a conocer los nuevos datos tefro-estratigraficos obtenidos y una actualizacion de los productos explosivos de Hule. La edad del maar de Hule es discutida a la luz de nueva informacion radiometrica, estratigrafica y arqueologica. De este conjunto de datos surge una nueva interpretacion de la historia eruptiva y la reubicacion temporal del evento volcanico explosivo.

LA DEPRESION DE HULE

La depresion de Hule (Fig. 2) ubicada entre el escarpe de falla de San Miguel y el volcan Congo, incluye las lagunas, Hule, Congo y Bosque Alegre. Estas dos ultimas en periodos de lluvias extremas se encuentran comunicadas mientras que Hule y Congo estan permanentemente desconectadas y separadas por una colada basaltica que forma una barrera de escaso relieve entre ambas (Soto, 1999).

Particularmente, la laguna Hule ocupa una depresion de origen freatomagmatico (con sus bordes sur y norte a 960 y 760 m s.n.m., respectivamente) que abarca un area de 4 [km.sup.2], y presenta una forma subcircular definida por un eje mayor de 2,3 km y uno menor de 1,8 km. Las paredes tienen entre 110 y 230 m de altura con pendientes variables (27-35 [grados]). La profundidad del agua alcanza los 26,5 m. La formacion de este crater de explosion ha producido una variedad de depositos entre los que se encuentran piroclastitas de oleadas y flujo, tobas de caida, bloques balisticos y depositos retrabajados.

En el interior de la depresion volcanica se destaca un cono piroclastico de 500 m de diametro al igual que la efusion contemporanea de lavas que se interponen entre las lagunas Hule y Congo. La lava y los depositos del cono intramaarico son basaltos hasta andesitas basalticas con olivino (Tournon, 1984; Malavassi,1991). Proximo a la laguna Hule se encuentra el crater de explosion Pata de Gallo (tambien conocido como Angeles), una depresion de 25 a 50 m de profundidad y 400 m de diametro, crater que se instalo posteriormente a la formacion del maar de Hule.

Resulta interesante que el crater maarico de Hule se sale de la media en el diametro de los maares a nivel mundial, ocupando su diametro 2,3 km un extremo, mientras que, el maar de Pata de Gallo, con 400 m de diametro, ocupa el otro extremo de la media. Este ultimo es un crater satelite o secundario del volcan Hule, dado que corta toda la secuencia explosiva de Hule (Figuras 2 y 3).

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ANTECEDENTES

El primer reconocimiento tefroestratigrafico y cronologico de la region obedece a Melson et al. (1988) quien dato en 5140 [+ o -] 150 anos a.P. un flujo piroclastico que atribuyeron al Congo por su cercania relativa. Posteriormente, Malavassi et al. (1990) obtienen una edad [sup.14]C de 2730 [+ o -]50 a.P. que consideran representa la edad de formacion de la laguna Hule, por su cercania relativa, aunque obvian que igualmente se encontraba en el borde del crater maarico de Pata de Gallo. Dicha edad una vez calibrada, se le asigno a unos 2800 anos a.P. Ambos trabajos adolecen de estudios tefroestratigraficos (mapas de isopacas e isopletas, columnas estratigraficas y su correlacion) y de estudios geoarqueologicos.

En cuanto a la genesis de la estructura volcanica, esta fue atribuida a un colapso de caldera (Bergoeing & Brenes, 1978; Madrigal & Rojas, 1980; Tournon, 1984) y posteriormente interpretada como un maar (Soto & Alvarado, 1989).

Los estudios geoquimicos de los productos de Hule son escasos y en general corresponden a muestras aisladas tal y como lo presentan los trabajos de McBirney & Williams (1965), Tournon (1984), Prosser & Carr (1987), Malavassi (1991) y Soto (1999).

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Un levantamiento geologico regional del area del volcan Poas, con una propuesta estratigrafica, se puede encontrar en los trabajos de Soto (1999) quien asigna las tefras de Hule como pertenecientes a la Unidad Bosque Alegre. Horn (2001) aporta un numero cuantioso de fechas radiocarbonicas, tanto de muestras de sedimentos y como de sus contenidos organicos de las lagunas Hule y Maria Aguilar. otros estudios detallados referentes a la estratigrafia del maar de Hule en donde se incluye dataciones radiocarbonicas se deben a Alvarado & Salani, (2004) y el aporte de informacion arqueologica segun Hurtado de Mendoza (2006). Todo ello ha contribuido a la resolucion de la edad del conjunto explosivo-efusivo, y a establecer que las facies previamente asociadas con el volcan Congo, ahora corresponden mas bien a la formacion del maar de Hule.

Aspectos como la morfologia, geoquimica de aguas de la laguna y limnologia fueron presentados por Umana (1993), Gocke et al. (1987), Gocke et al. (1987, 1990), Haberyan & Horn (1999) y Tassi et al. (2009).

TEFROESTRATIGRAFIA

Se realizaron observaciones y levantamiento de perfiles en estaciones (unas 60) organizadas en "transectas" dispuestas a lo largo de los cursos de los rios Toro y Sarapiqui complementando los perfiles de trabajos anteriores (Figura 4). Las observaciones en nuevos tajos, resultado del avance de las obras del P.H. Cariblanco, tuvieron como objetivo considerar las variaciones laterales y en profundidad de las unidades. Se exponen dos columnas representativas relevadas en el area del Tanque de Oscilacion Los Higuerones (T.O.) y la columna del Frente de Tunel (F.T.) asi como las correlaciones establecidas a lo largo de dos lineaciones principales, una desde la region del Embalse hasta la seccion del rio Toro y otra que involucra estaciones desde Pata de Gallo hasta Rio Cuarto (Figs. 5y 6).

Se lograron distinguir y agrupar siete diferentes facies explosivas relacionadas con la laguna Hule (excluyendo el basamento relativo local).

Paleosuelo (basamento pre-Hule)

La base de la secuencia explosiva de la laguna Hule esta representada por un suelo desarrollado sobre una toba naranja (anaranjado amarillento) muy arcillosa, con clastos juveniles (vesiculados y no vesiculados) y liticos pre-existentes, que suele sobreyacer a un lahar consolidado. El suelo en el contacto con las tefras puede ser cafe, pero en profundidad suele pasar a un fuerte color naranja. Los suelos son el resultado de depositos volcanicos muy alterados, que constituyen el basamento local y relativo para las tefras de Hule, que vendrian a representar el unico evento volcanico claramente reconocido en la region cordillerana y ampliamente distribuido durante el periodo Holoceno (ultimos 11 500 anos).

UNIDADES RELACIONADAS AL MAAR DE HULE

Debris organico basal (DOB)

Consiste en un deposito de detritos de vegetacion (troncos, corteza, ramas), incluyendo troncos de hasta 20 m de longitud por 1,5 m de diametro, parcialmente carbonizados, con espesores variables entre 0 hasta 2 m de potencia. Constituye en varios lugares la base de la secuencia explosiva (Fig. 7).

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La abundancia de vegetacion estaria indicando la presencia de un paleobosque. Los detritos se interpretan como producto de una destruccion rasante por la explosion y onda de choque durante la apertura explosiva del maar.

La capa de material vegetal incinerado, resultante del evento Hule, expuesta a raiz de las obras constructivas en el Tanque de Oscilacion (sitio arqueologico Los Higuerones), proveyo una fecha de radiocarbono cuya version convencional la ubica en el ano 5390 [+ o -] 45 a.P. (Hurtado de Mendoza, 2006), que una vez calibrada y promediada resulta en 6230 anos a.P.

Secuencia 1. Flujos piroclasticos y oleadas (SFB-1)

Sobre el DOB o sobre el paleosuelo regional, se dispone una compleja secuencia de escombros volcanicos con niveles de lapillitas pumiceas y tobas subordinadas con un espesor total maximo de 11,5 m (p.ej., T.O. Los Higuerones, Figura 6). En la base se encuentra una toba cafe y violacea, seguida por nueve niveles de lapilli andesiticos de 0,4 m de espesor promedio y brechas polimicticas de pomez y bloques, con espesores entre 0,5 y 2 m como maximo. Los niveles de lapilli muestran componentes de 2-6 cm de diametro, suelen poseer contacto puntual, fabrica abierta y algo de cenizas.

[FIGURA 5 OMITIR]

Referente a los niveles de escombros volcanicos, un primer nivel esta representado por una capa rica en detritos volcanicos alterados representado por brechas de pomez, lapilli pumiceos, barros de cenizas blandas y lapilli alterados.

Los depositos de bloques y cenizas estan compuestos por bloques juveniles andesiticos vesiculados (pumiceos) hasta poco vesiculados con anfibol, de color gris oscuro a claro, de hasta unos 15 cm como maximo. Un 10-30% de los bloques pertenece a no juveniles andesiticos afiricos o bien porfiriticos, vesiculares e hidrotermalizados, de hasta unos 50 cm de diametro, pero generalmente de unos 10 cm de diametro promedio, embebidos en cenizas gris claro (30-65%) con un contenido de potasio mediano a bajo (Soto, 1999). Forman un manto de hasta varios metros de espesor, normalmente entre 1,25 y 3,5 m. El deposito puede estar groseramente estratificado compuesto por 1 a 5 capas de tobas finas y tobas de lapilli hasta brechas andesiticas, localmente con gradacion inversa, contactos transicionales a poco definidos, y espesores variables entre 23 cm y 1,5 m.

[FIGURA 6 OMITIR]

Los flujos de pomez han sido identificados hasta 7 km del crater. En areas como la Quebrada Palmera (255,55 N -- 510,15 E) el deposito esta representado por un flujo pardo con fragmentos juveniles de color blanco, subredondeados y fragmentos grises juveniles con un [FI]Max de 4 cm, flotantes en una matriz cafe clara. En la quebrada Culebra tambien se observaron depositos pumiceos posiblemente de flujo. En la quebrada Berros, esta expuesto un flujo piroclastico cuya seccion inferior muestra escasa proporcion de juveniles, granulometria fina y lapilli acrecional de 1 a 3 cm de diametro. Separando este sector de la seccion superior aparece una capa de ceniza mediana a gruesa de 4 cm de espesor que presenta niveles lenticulares, estructuras de truncamiento y adelgazamientos laterales. La seccion superior, de color gris claro a violacea, esta alterada, en un primer tramo de 1 m para continuar con 1,5 m de un deposito color pardo con componentes juveniles de [FI]Max 3 cm y no juveniles de 3-4 cm en cuya base se destacan liticos de 8 cm. En el sector medio del deposito, los juveniles tienen un [FI] entre 2 y 3 cm.

[FIGURA 7 OMITIR]

Los atributos texturales de los niveles de lapilli andesiticos sumado a la presencia de cenizas, podrian indicar un origen de capas de caida subpliniana. Sin embargo, la poco clara y escasa distribucion en el area, sus variaciones laterales en el espesor a escala de afloramiento, el hecho de poseer debris organico totalmente carbonizado y bosques arrasados a su base, estarian indicando una genesis de los depositos de oleadas piroclasticas pumiticas secas y calientes (tipo blast) asociadas con los flujos piroclasticos, similares a las del Arenal en 1968 (Alvarado et al., 2006).

Los niveles de escombros volcanicos basales son de dificil interpretacion dado que por un lado simulan debris flows y por otro parecen flujos piroclasticos. Si se tiene en cuenta que se les encuentra en partes altas, y estan representados por un primer nivel rico en detritos volcanicos alterados (brechas de pomez, pomez, barros blandos, lapilli alterado), mas bien parecen ser las brechas de explosion de apertura de la caldera maarica.

Los niveles de bloques y cenizas claramente corresponden con flujos piroclasticos, algunos de ellos con menor cantidad de liticos (verdaderos flujos de pomez) mientras que otros parecen ser flujos de bloques y cenizas. Su estructura masiva, pobre seleccion, abundancia de fragmentos juveniles, existencia de materia organica carbonizada, y mayor espesor en los valles, soportan lo anterior. La presencia de lapilli acrecional es un indicio de participacion de vapor de agua, ya sea de origen freatomagmatico o producto de la condensacion del agua atmosferica con las cenizas.

Toba estratificada 1 (TE-1)

Deposito de cenizas estratificado con laminaciones paralelas, constituida por intercalaciones de tobas finas y tobas de lapilli con clastos centimetricos. Localmente puede presentarse hacia la base una capa de ceniza negra a fina con clastos liticos de hasta 10 cm de diametro y un fuerte adelgazamiento lateral. Su espesor maximo medido es de unos 1,4 m y tan solo se le ha observado en una seccion estratigrafica (EGR4 o 2C, Fig. 5 y 8).

Claramente se trata de una condicion local que se interpreta como una dilucion lateral de los flujos de bloques y cenizas contemporaneos con las oleadas pumiticas secas (blasts).

Toba fina violacea (CV)

Inmediatamente sobre el primer deposito de flujos SFB-1, suele aparecer una capa de toba de color violeta-morada o rosado-rojiza, de grano muy fino y plastica a grano grueso y menos plastica, y una toba de lapilli color cafe claro, que localmente puede contener lapilli acrecional (p. ej. EGR4, Fig. 5). Su espesor varia entre 0 y 50 cm, y aun a escala de afloramiento puede variar lateralmente; constituye, sin embargo, una capa guia de correlacion estratigrafica. Suelen presentar estratificacion y laminacion paralela, ambas difusas, y cierta gradacion en rombo; su seleccion varia de buena a regular. El deposito esta integrado por componentes juveniles con [FI] 1/2 homogeneos en las secciones medidas y en el orden de los 1-2 cm, excepcionalmente 3 y 5 cm. Puede contener en su base una toba fina cafe, transicional a un posible suelo pobremente desarrollado o bien simplemente ser una ceniza algo alterada o freatica (columnas H-2 y H-3). Infrayace a las tobas estratificadas superiores (TE-3), es decir las mas distribuidas de Hule, o en otros lugares se encuentra cubierta por los flujos piroclasticos (SFB-2), mostrando estructuras de impacto que deforman y hasta hacen desaparecer la capa (Fig. 9).

Dada su variacion en el espesor, aun a escala de afloramiento, el alto grado de fragmentacion, cohesividad y la presencia de lapilli acrecional, el origen mas probable es por oleada piroclastica (base surge). Su pobre granoseleccion local se puede atribuir a la incorporacion de fragmentos liticos en el avance del flujo o que haya habido una caida de liticos simultanea.

[FIGURA 8 OMITIR]

Toba estratificada 2 (TE-2)

Esta restringida a un abanico de escasos 3 km de ancho maximo hasta 1,5 km al SW de la laguna Hule. Corresponde con una secuencia de tobas (ceniza media a gruesa) estratificadas color marron oscuro a cafe claro, con clastos centimetricos subangulares, localmente con estratificacion paralela curva y lentes de lapilli de material juvenil. Puede presentar estratos intercalados de tobas consolidadas (laminadas y con lapilli acrecional) y menos consolidadas, con espesores de 2-5 cm y 10-20 cm, respectivamente. Presenta estructuras de canal e impacto, asi como antidunas con longitud de onda entre 4,8 y 6,3 m. Su espesor varia entre 0,6 m y 2 m. Lateral y verticalmente parece gradar a la unidad SFB-2.

La presencia de estratificacion paralela y curva, asi como de antidunas de moderada longitud de onda, pueden atribuirse a oleadas piroclasticas rasantes (base surges). Los crateres de impacto y la presencia de gran cantidad de lapilli en algunos niveles, y el hecho de aparentemente gradar lateral y verticalmente hacia la segunda secuencia de flujos piroclasticos (SFB-2) inducen a pensar en la concomitancia de caida balistica y de flujos piroclasticos que localmente se diluian a oleadas.

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Secuencia 2 de Flujos piroclasticos y oleadas (SFB-2)

Consiste de depositos de bloques y cenizas con clastos juveniles andesiticos con anfibol (vesiculados a poco vesiculados), de 1-3 cm de diametro aunque muestran dimensiones maximas de 12 cm. Los fragmentos liticos son andesiticos de 20 cm de diametro, e inclusive metricos, subangulares a subredondeados, flotantes y en contacto puntual en una matriz (60-75%) de lapilli fino y cenizas, color cafe rojizo a gris, mal seleccionada. Pueden presentarse algunos paquetes centimetricos intercalados o interestratificados, particularmente en su base y techo, de tobas finas, tobas vesiculares y tobas de lapilli andesitico o inclusive entre 1 a 5 capas algo definidas con espesores variables entre 10 cm y 1,4 m, por lo general entre 0,2 y 0,5 m de espesor. Su espesor total varia entre 60 cm y 3 m. Localmente, se encuentran bloques balisticos en su base con dimensiones entre 35 y 85 cm.

Tambien se presenta una capa de lapilli de grano medio con fragmentos de pomez con anfibol, que presenta contacto puntual y espesores entre 6 y 56 cm. Esta cubierta localmente por un deposito de bloques y cenizas de hasta 60-300 cm de espesor, con liticos generalmente centimetricos a decimetricos (en promedio tienen 8-15 cm), algunos metricos, claramente mal seleccionados, en una matriz que constituye entre 40-80% de ceniza fina cafe.

Las facies gruesas presentaban buenas exposiciones en los cortes del camino que une Rio Cuarto-San Miguel (Alvarado & Salani, 2004), hoy dia cubiertos de vegetacion. Esta integrada por depositos masivos sin estratificacion o pobremente estratificados, de color gris blanquecino, granosoportados, con un espesor que varia de 1,7 a 5 m, caracterizados por el predominio de lapilli juveniles sanos y liticos con distinto grado de alteracion, oxidados e hidrotermalizados. Los componentes juveniles sanos son densos de color gris verdoso oscuro con un [FI]Max = 4 cm y [FI]1/2 = 1-2 cm; los fragmentos liticos no juveniles se presentan de color blanco verdoso cuando estan completamente alterados, y rojizos cuando estan oxidados e hidrotermalizados. Poseen un [FI] Max de 7-10 cm. En la base de los depositos aparecen capas de lapilli mas gruesos con [FI]1/2 = 1-4 cm en los que se destacan bloques balisticos no juveniles de 8 cm de longitud y juveniles del mismo tamano.

Esta fase reune depositos con variedad de caracteristicas, granulometricas, composicionales, estructurales y texturales asi como de espesor de los paquetes interestratificados, aun a escala de afloramiento o en distancias de 250 m. Claramente, diferentes procesos piroclasticos debieron de interactuar para originar esta amplia gama de depositos, que incluye desde flujos de bloques, pomez y cenizas y quizas caida (eolica y balistica). Tambien habrian intervenido procesos sedimentarios posteriores resultando en el retrabajo parcial de algunos niveles.

Toba estratificada 3 (TE-3)

Corresponde con una secuencia de tobas duras (cenizas finas a gruesas fuertemente compactadas), algunas tobas vesiculadas y capas de lapilli angular a subredondeado, andesitico basaltico, grueso a medio; alternadas con tobas lapilliticas estratificadas duras. Su color varia entre cafe amarillento, cafe oscuro a claro, gris cafe (beige), o cafe rojizo claro hasta anaranjado, con estratificacion centimetrica, estructura planar horizontal, discontinua y continua, con lapilli de [FI]1/2 = 1-4 cm, 2 cm como promedio. Los estratos pueden tener laminacion paralela y ondulada, y localmente son ricos en lapilli acrecional (0,5 cm de diametro). Presentan improntas de materia organica sustituidas por oxidos de manganeso. En proximidades de la laguna Hule, los depositos muestran mayor granulometria y se reconocen clastos de proyeccion balistica (bomb sag structure) de hasta 80x50x40 cm, deformando las cenizas por el impacto, y otras estructuras de deformacion sineruptiva o ligeramente post-eruptiva, tales como slumps y hasta discordancias internas.

En efecto, una serie de estructuras discordantes internas se han observado dentro de estas tobas estratificadas, reconocibles a 1,2-2,5 km de la entrada a Colonia Toro con rumbo a Hule (p.ej., quebradas Honda, Berros). Las tobas estratificadas presentan en su parte media superior, una estructura de canal, estructuras tipo slump hasta bloques coherentes de tobas estratificadas volcadas o basculadas. Algunas de estas estructuras de forma acanalada, suelen tener lentes de guijarros andesitico-basaltico y escorias con un tamano promedio de 2 cm, forma subangular a subredondeada y estratificacion grosera (Fig. 10). Estan discordantemente dispuestas con respecto a las tobas que estan en la vecindad inmediata y conforman las paredes del canal.

Las tobas TE-3 cubren un area amplia que se extiende desde la laguna Hule unos 7 km al oeste del centro emisor y unos 3 km al suroeste. Presentan una asimetria en los espesores con un maximo localizado en las inmediaciones de la laguna y el segundo en el area occidental en el sector de Quebrada Honda y a 1 km de la casa de Maquinas. Los espesores medidos estan en un rango en general de 1 a 2,5 m y un minimo de 35 cm en las secciones mas alejadas sobre el rio Toro. En el sector cercano a la casa de Maquinas de Toro 2 la toba se encuentra rellenando canales.

Las caracteristicas del deposito tales como estratificacion y laminacion paralela discontinua, laminacion inclinada y cruzada, estructuras de erosion y relleno, ripples y antidunas, permiten atribuirle un origen por oleadas piroclasticas. Los dos maximos en los espesores encontrados podian ser en el primer caso y mas cercano, el resultado de oleadas (flujos turbulentos) que se desplazan por los laterales del maar en contacto con el terreno (base surge) y en el otro caso (segundo maximo) el resultado de una componente de caida asociada a la oleada (ash cloud surge).

[FIGURA 10 OMITIR]

Tefras de caida (?)

Los depositos de tefra de caida posiblemente relacionados con el crater de explosion de Hule fueron reconocidos y descritos por Alvarado & Salani (2004) en la falda norte del volcan, al noroeste de la laguna Hule y en el tramo inferior del rio Toro. En general estan separados de las unidades mas antiguas por suelos. El espesor de los depositos oscila en un rango entre 80 cm y 20-15 cm en el sector mas occidental del volcan Congo, en la margen izquierda del rio Toro. El color general es pardo claro, estan representados por capas de lapilli y tobas de lapilli, con buena seleccion y con caracter granosoportado. En los sectores distales como Rio Cuarto estan compuestos por juveniles grises, pomez blancas con [FI]max = 1-2 cm. En la base aparecen fragmentos aislados morados y blancos de hasta 5 cm y juveniles andesiticos de 5 cm. En Quebrada Honda son lapillitas con fragmentos juveniles andesiticos de 3 cm con anfiboles y no juveniles de hasta 6 cm. En las facies mas proximales, en Quebrada Mica, presentan pomez de [FI]max = 4-5 cm con aislados liticos balisticos poco vesiculados de 7-20 cm.

Estos depositos fueron originalmente mapeados como caida por su buena seleccion, y por la presencia de poca matriz. Sin embargo, resultan de dificil interpretacion a la luz de los nuevos cortes, sin poder establecer si son efectivamente caida eolica normal o si existe en algunos de ellos una componente lateral tipo blast.

Lahar (Lh-Hu)

En la seccion estratigrafica RC 2 en el area de Rio Tercero (Fig. 4), se observo un deposito caotico de un espesor de 1,5 m, de arenas y limos volcanicos (cenizas retrabrajadas), y arcillas de color gris oscuro, con cantos rodados, enriquecido en grandes troncos. La madera esta quemada totalmente o con bordes de deshidratacion. Se distinguen fragmentos de andesitas, redondeados, con [FI]Max= 1,5 cm, y fragmentos juveniles vesiculados de [FI]=15 cm de color gris oscuro.

Una datacion radiocarbonica indica la contemporaneidad entre este deposito epiclastico (edad calibrada promedio 5925 anos; Alvarado & Salani, 2004), en correspondencia con la edad de los eventos explosivos, particularmente los flujos piroclasticos y blasts, previamente descritos. La presencia de cenizas y pomez junto con los cantos rodados, asi como su estructura masiva y mal seleccionada, indicaria que se trata de un debris flow (lahar) aunque los troncos quemados senalarian un efecto de temperatura y, por ende, podria tratarse de un flujo piroclastico transformado en un lahar caliente, por incorporacion de agua en el cauce del paleo-rio Tercero. Otra posibilidad, es que se trate simplemente de un lahar frio que transporto parte del bosque quemado y arrasado por los flujos piroclasticos.

Fase Post-maar

Luego de la construccion del maar de Hule se produjo una erupcion de tipo estromboliano que condujo a la formacion de un cono piroclastico intramaarico con coladas de lava subordinadas.

El cono denominado Bosque Alegre, posee 500 m de diametro aproximadamente, muestra un relieve tendido y es resultado de aglutinacion de material escoreaceo (Fig. 11). La roca caracteristica es porfiritica, esta constituida por 25-34.5% de fenocristales de plagioclasa (17-25%), ol (2-4%), cpx (2-4%), mt (1-2%) en una matriz intergranular a intersertal de microlitos de plagioclasa, opacos, cantidades variables de clinopiroxeno, vidrio pardo, olivino y trazas de hematita.

Asociadas al cono de escorias se encuentran lavas basalticas relativamente mas fluidas a veces brechosas.

El crater de Pata de Gallo, corta la espesa secuencia explosiva proxima de Hule, y por lo tanto es posterior a la formacion del maar tratandose de un pequeno cono satelital. La edad de su formacion se discutira en apartados subsiguientes.

PETROQUIMICA

La base de datos disponible se conforma de cuatro analisis de elementos mayores correspondientes al cono intra-maarico de Hule, solo uno de ellos con trazas, (McBirney y Williams, 1965; Tournon, 1984; Prosser y Carr, 1987), y un analisis de un pomez juvenil de la tefras de Hule (Soto, 1999). Por otra parte, existe un conjunto de 8 analisis de elementos mayores y traza (Malavassi, 1991), ciertamente de Hule, pero de ubicacion desconocida (paredes del maar o del cono piroclastico), denominadas como "sin diferenciar", que se han utilizado para completar una caracterizacion general y tan solo como comparacion.

Cuando se utiliza el diagrama de clasificacion alcalis vs. silice de Le Maitre et al. (1989), las rocas definen una serie con afinidades calcoalcalinas que comprende desde basaltos, andesitas basalticas hasta andesitas (Fig.12) en general con valores de K intermedios de acuerdo a Gill (1981). Las muestras correspondientes al cono intramaarico son principalmente basalticas (Si[O.sub.2] 50,54-51,18%) y una de ellas transicional al campo andesita basaltica (Si[O.sub.2] 52,61 %). La muestra del flujo de pumiceos de Hule es, en cambio, andesitica (con anfibol en su moda) y un mayor porcentaje de silice (Si[O.sub.2] 62,29%). Solo una muestra correspondiente al grupo "sin diferenciar" se aleja de la tendencia basaltica hacia el sector andesitico.

[FIGURA 11 OMITIR]

Es evidente una homogeneidad en los valores de silice, alumina y calcio para cada grupo (Fig. 13A), mientras que el resto de los oxidos muestra escasas fluctuaciones. Existe alguna dispersion en el flujo piroclastico pumiceo (P09) y las muestras 150, 182 y 141 en los valores de elementos como alcalisis (Cuadro 1), que se estima es debido a fenomenos de lixiviacion y/o alteracion mas propicio en rocas piroclasticas.

La tendencia del CaO y MgO al incrementar el Si[O.sub.2] (Figs.13 B y C) responde al patron normal de diferenciacion en la evolucion de una serie de muestras cogeneticas, aunque no puede descartarse la participacion de una componente de mezcla. Las concentraciones mayores de CaO y MgO se observan en muestras del cono intramaarico donde estos elementos estan presentes en las fases mineralogicas olivino y piroxeno. Valores comparables de MgO se observan en la muestras 69 y 244 del grupo Hule "sin diferenciar". El flujo piroclastico pumiceo (P09) se encuentra en el otro extremo del conjunto con los menores contenidos de estos elementos (ver CaO en Fig. 13 A).

La quimica de elementos menores disponible se limita a los terminos mas basicos en sus facies lavica y piroclastica. Cuando se utilizan graficos compatible-compatible (Cr vs. Ni, figura 13 D), la muestra del cono intramaarico (P02) se ubica dentro de la tendencia con la serie de muestras "sin diferenciar", en el extremo menos evolucionado. Esta tendencia es menos ajustada en los diagramas compatible-incompatibles como RbZr (Fig.13 E), donde se destacan bajos valores de Rb para P02. Los contenidos y variaciones de Sr acompanan al CaO y la alumina (Cuadro1) en la participacion de plagioclasa como componente de estas rocas.

[FIGURA 12 OMITIR]

El conjunto de muestras de Hule "sin diferenciar" presenta alta correlacion entre si utilizando los diagramas de variacion Nb-Zr, probablemente a traves de cristalizacion fraccionada (Fig. 13 F).

Alvarado (1984) destaco la composicion de los basaltos como de alta alumina, y utilizando el orden de cristalizacion de los fenocristales (Mt + Plag, seguido de Ol y finalmente Cpx) estimo una temperatura de cristalizacion de 1150-1250 [grados]C y una presion de vapor de agua inferior a 0,7 kbar, equivalente a 2,1 km de profundidad. Por otra parte, de acuerdo a la composicion quimica y la presencia de anfibol modal en los flujos de pumiceos, estos podrian ser el producto de un magma andesitico proveniente de una camara magmatica localizada a mayor profundidad (mayor a 2-4,5 km, rango en el que se ha determinado la estabilidad para el anfibol de fundidos andesiticos a rioliticos, Maksimov, 2008). Es posible pensar que el contacto entre los dos fluidos de distintas composiciones pudo ser el disparador de la erupcion, entendiendo que el magma andesitico habria podido intruir a la camara magmatica basaltica a unos 2 km de profundidad.

Resulta claro, sin embargo, que la informacion disponible no permite efectuar mayores precisiones sobre la genesis de estas rocas ni sobre su termobarometria. Para ello seria necesario una mayor base de datos de elementos mayores y menores, microsonda electronica y aun relaciones isotopicas, todo ello fuera del alcance de la presente investigacion.

EDAD DE LA ERUPCION

Varios estudios anteriores han aportado un gran numero de dataciones radiocarbon (Melson et al., 1988; Malavassi et al., 1990; Soto, 1999; Horn, 2001, Alvarado & Salani, 2004; Cuadro 2) consensuando una edad de aproximadamente 2800 a.P. para el evento volcanico de Hule. En efecto, Soto (1999) y Alvarado & Salani (2004) consideraron que los productos con pomez con anfibol, provenian del volcan Congo (sensu Melson et al., 1988), mientras que las tobas estratificadas suprayacentes se asociaban a Hule y para ello se tomaba la edad reportada por Malavassi et al. (1990). Sobre estos mismo principios cronologicos, Horn (2001) fijo sus correlaciones e interpretaciones cronologicas de su rica base de datos radiocarbonicos.

No obstante, la edad del maar ha sido recientemente revisada a la luz de las nuevas evidencias vulcanologicas, estratigraficas, edafologicas y arqueologicas.

Por ejemplo, al re-evaluar los mapas de isopacas y isopletas de Alvarado & Salani (2004), se evidenciaba que los depositos pumiceos, originalmente atribuidos al Congo, en realidad parecian estar mas asociados a Hule, aunque en su momento no fueron claramente visualizados baja esta interpretacion.

Por otro lado, la supuesta existencia de dos grandes eventos explosivos (Congo a los 5800, Hule a los 2800 anos atras) con un periodo de inactividad de 3000 anos, nos suministraba un lapso suficiente para la formacion de un suelo organico y edafologicamente bien desarrollado entre ambos eventos explosivos. No obstante, la secuencia eruptiva no presenta en ningun caso un espeso paleosuelo intercalado, tal y como deberia de esperarse bajo las condiciones tropicales en un lapso de tres milenios. En efecto, contrario a lo originalmente esperado, la materia organica carbonizada (suelos humicos, debris organicos carbonizado) era abundante en la base de la secuencia correspondiendo al paleobosque carbonizado y al paleosuelo regional. Asi, los eventos explosivos constituyen una secuencia continua desde la base al techo sin interrupciones temporales importantes.

[FIGURA 13 OMITIR]

Por ello, las edades reportadas ya sea de la base de los depositos (5390 [+ o -] 45 anos a.P., Hurtado de Mendoza, 2006), o de la parte media a traves de tronquitos quemados dentro de los flujos piroclasticos (5140 [+ o -] 110 anos y 5330 [+ o -] 130 anos a.P.; Melson et al., 1988; Soto, 1999) resultaron muy similares a la de los grandes troncos parcialmente quemados incorporados en el lahar de Rio Tercero (5110 [+ o -] 45 anos a.P.; Alvarado & Salani, 2004).

Por otro lado, sobre el suelo que cubre las tefras de Hule se hallaron restos arqueologicos pertenecientes al periodo precolombino Arcaico (7000-4000 a.P.), del Formativo Medio y de Integracion Cacical (4000-1800 a.P.), en donde Hurtado de Mendoza, (2006) presenta dos fechas [sup.14]C del sitio Los Higuerones (Tanque de Oscilacion), de tiempos ceramicos 2610[+ o -]60 a.P. (Beta 196735 no calibrada, lapso 1[sigma] = 720-600 a.C.) 2525[+ o -]50 a.P. (Arizona 13648 no calibrada, lapso 1[sigma] = 625-525 a.C.) que marcan la transicion entre los dos periodos arqueologicos. Esto plantearia una incongruencia temporal con la edad previamente asignada a Hule, que sumada a las evidencias anteriores, lleva a la conclusion que las tefras deberian ser mas antiguas que los 2800 anos referidos originalmente.

[FIGURA 14 OMITIR]

De igual modo, si analizamos los rasgos morfologicos del volcan Congo, no muestran un crater cuspidal por donde debieron de haber descendido los presuntos flujos piroclasticos relacionados al centro eruptivo. Mas bien, la morfologia da a entender que se trata de un volcan dormido por varios miles de anos. En efecto, Malavassi et al. (1990) dataron un deposito en unos 30 000 anos a.P. Adicionalmente, profundos canones que nacen de la depresion de la laguna Hule sugieren una edad mas antigua de formacion que los 2800 anos previamente propuestos.

Asi es que, la compilacion de la serie de datos publicados, nos suministra mas bien edades mas antiguas y cronologicamente similares. Segun los metodos de calibracion de Bronk Ramsey (1995, 2001), de Stuiver y Reimer (1993) y de Hughen et al. (2004), la edad promedio de Hule estaria entre 6038 y 6023 a.P. (promedio de fechas promedios ya calibradas) o entre 5964 y 5686 a.P. (promedio maximos y minimos de las fechas calibradas). Si se tienen en cuenta en cambio los rangos de las edades calibradas, resulta un grafico en el que la superposicion es notoria y se observa que todas ellas se traslapan en el estrecho lapso de 6170 a 6200 anos a.P., con una edad media de 6185 a.P. (Figura 14). Estos valores estarian enmarcando el rango de la gran explosion freatomagmatica de Hule definiendo una edad de por lo menos 6200 anos a.P. Las muestras que aportan la edad de 6,2 ka (cuatro en total), fueron recolectadas por autores diferentes, en anos diferentes, analizadas en laboratorios separados y bajo contextos geologicos separados varios kilometros entre si y en diferentes tipos de depositos (flujos piroclasticos, lahares asociados y la base de la secuencia explosiva inicial). Todo ello nos da un mayor grado de confiabilidad.

Pero, entonces, que pasa con las edades reportadas por Horn (2001) y calibradas entre 8,3 y 7,7 ka para sedimentos organicos recolectados de la laguna Hule (ver Cuadro 2), que serian entre 1,6 y 2,2 ka mas antiguas que la edad asumida de 6,2 ka? Aca recurrimos a los mismos criterios de Horn (2001), en donde considera que pueden o deben de estar contaminadas con carbono antiguo (old carbon), debido a que quizas la laguna como tal puede ser un conducto preferencial de salida de gases (CO, C[O.sub.2]), particularmente por el hecho de que existen fenomenos recurrentes de mortandad de peces y cambios de color de las aguas, de un azulado a rojizo, ademas de que se sabe de la presencia de salideros de gases de diversa indole (Alvarado et al., 2007; Tassi et al., 2009).

De toda la informacion expuesta se desprende entonces que la enorme explosion que dio origen a la laguna Hule debio de originarse con toda seguridad al menos hace unos 6200 anos y que el volcan Congo previo al inicio de la actividad de Hule, estuvo dormido por 22 000 - 24 000 anos, permitiendo la formacion de suelos bien desarrollados y de un denso bosque tropical lluvioso, similar al presente. Se puede interpretar tambien que toda la secuencia de tefras (flujos, oleadas y caidas, aunado a los balisticos) pertenece a una unica serie de fases eruptivas asociadas con el vulcanismo de Hule. La informacion arqueologica aportada por Hurtado de Mendoza (2006) apoya este rango temporal.

Por otra parte, no se observaron depositos claramente asociables con la fase explosiva de menor tamano que origino el crater maarico de Pata de Gallo. En efecto, dicho crater se instalo posteriormente a la formacion del maar de Hule dado que corta toda la secuencia explosiva anteriormente expuesta. En los cortes del borde craterico de Pata de Gallo, la estratigrafia no revela con claridad los depositos asociados, dado que quizas se genero un efecto de sombrilla, con una zona de sombra de no depositacion en los afloramientos accesibles. Tampoco se encontraron restos organicos para ser datados de nuevo. Pese a ello, pensamos que la edad de 2800 anos a.P. reportada por Malavassi et al. (1990), y originalmente asociada a la edad de formacion de Hule, mas bien debe de corresponder con la edad de formacion del crater de explosion o maar de Pata de Gallo. Lo anterior esta justificado en el hecho de que el lugar en donde se tomo la muestra para datar, fue justo en el borde sureste de dicho crater (E. Malavassi, com. verbal, 2009).

Finalmente, las cenizas de 1700 y 670 anos a.P., datados por Horn (2001), podrian provenir del Poas mas que de Hule. Dado que se carecen de descripciones sobre el tipo de material (granulometria, composicion mineralogica y quimica) que se perforo y recupero de las lagunas Hule y Maria Aguilar, no se puede concluir mas al respecto sobre el posible foco eruptivo.

DISCUSION Y CONCLUSIONES

El estudio detallado de unas 60 secciones estratigraficas junto con la revision de las dataciones radiometricas, aspectos pedogeneticos aunado a evidencias geoarqueologicas, nos permiten establecer que la edad al dia de hoy mas congruente con la formacion de la laguna Hule seria de 6200 anos y no la de 2800 anos antes del presente, correspondiendo esta ultima edad al parecer con la formacion del maar satelital de Pata de Gallo. Asi, la secuencia explosiva previamente asociada al volcan Congo (originalmente referida a 5800 anos a.P.) y la de Hule, estan relacionadas y corresponden a un mismo evento.

Una nueva secuencia estratigrafica simplificada se puede reconstruir referente a las diferentes facies explosivas de Hule sustentada en las consideraciones estratigraficas, morfologicas, composicionales y cronologicas expuestas. El conjunto de datos lleva a la reinterpretacion de la historia eruptiva de Hule que iniciaria cuando un magma andesitico, en ascenso a lo largo de una zona de debilidad cortical se encuentra con el nivel o los niveles freaticos regionales, ubicados a unos 200-300 m (aprox. 500-600 m s.n.m.) bajo el nivel de terreno circundante (800 m s.n.m.). El magma rico en volatiles interactua con las aguas freaticas y produce una vaporizacion y sobrepresion simultanea que desencadena una serie de erupciones freatomagmaticas.

La primera fase corresponderia a la apertura de la gran depresion volcanica con la concomitante formacion de enjambres de oleadas de pomez (blast) y flujos piroclasticos, asi como brechas freatomagmaticas de caida (niveles SFB-1 y TE-1). Este evento arraso el bosque primario existente, dejando en lugar una masa de detritos organicos parcialmente carbonizados (nivel DOB), cubiertos por varios metros de fragmentos explosivos. A continuacion, una fase volumetrica menor, pero de importancia regional para la correlacion de las unidades, se manifiesta como una oleada humeda de cenizas violaceas a rojizas (capa CV). Nuevos pulsos de flujos piroclasticos y oleadas acompanantes, sumados a la caida balistica siempre presente, generaron nuevos depositos explosivos (nivel SFB-2), que culminaron con las mas extendidas nubes de cenizas rasantes (oleadas piroclasticas de la TE-3), que incluso sobrepasaron el canon del rio Toro al oriente, en parte favorecidas por la direccion de los vientos. Un periodo de calma aparente (horas?, dias?), fue suficiente para que los rios provenientes del volcan Congo y otros tributarios, permitieran reestablecer su sistema de drenaje sobre el paisaje desolado de varios metros de espesor producto de los nuevos depositos piroclasticos.

En un evento posterior y relativamente mucho mas tranquilo, un nuevo magma desgasificado y mas mafico (basaltico andesitico hasta basaltico), dio origen a una fase eruptiva estromboliana con coladas de lava subordinadas dentro de la depresion de Hule, construyendo el cono de escorias de Bosque Alegre. La impermeabilizacion del piso de la laguna por la alteracion de los productos eruptivos debido a los gases fumarolicos, debio de originar arcillas y con ello, las condiciones ideales para la formacion de la laguna Hule y las otras dos mas pequenas.

El caracter poligenetico de Hule se refleja en una eruptividad recurrente que responde a distintos estilos y composiciones. Las fases eruptivas principales (6,2 ka) son de origen freatomagmaticas con composiciones intermedias. A ello le siguio la fase mas basica que se inicia con un vulcanismo estromboliano construyendo al menos un cono piroclastico intramaarico y finaliza con disminucion rapida de volatiles y emision de episodios lavicos mas fluidales.

Resulta conocido que la actividad maarica suele no extenderse por mucho tiempo con base en los pocos casos historicos y que aproximadamente un 95% de los conos de escorias se forman en menos de un ano y un alto porcentaje en un mes (ver Wood, 1980). Sin embargo, los registros geologicos indican que algunos maares asi como conos de escoria suelen tener una historia algo mas compleja y prolongada (Schmincke, 2004). Al parecer este fue nuestro caso, en donde una nueva fase explosiva (2.8 ka) responsable de la formacion de un segundo episodio maarico satelital origina el crater de Pata de Gallo. Una secuencia similar, con formacion de dos etapas de maar atribuida a una fase vulcaniana, y posteriormente la evolucion a estromboliana, presenta el volcan Galunggung en Indonesia (Gourgaud et al., 2000). Mas recientemente, Moreno & Lara (2009) estudian en Chile el maar poligenetico Rininahue y Carran, el primero en el mismo lugar de un maar preexistente y el segundo en el sector del antiguo maar Laguna Negra. En estos casos tambien la erupcion finalizo con la instalacion de un cono estromboliano.

AGRADECIMIENTOS

Al Instituto Costarricense de Electricidad que permitio la concrecion de la presente investigacion a traves de la financiacion de los sucesivos trabajos de campo. Al Sr. Francisco Arias. Al Dr. Luis Hurtado de Mendoza y a Gerardo Soto por las fructiferas discusiones y al revisor del manuscrito por sus oportunas sugerencias que han contribuido a enriquecer este trabajo.

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Flavia M. Salani (1) * & Guillermo E. Alvarado (2)

(1) Departamento de Ciencias Geologicas, Universidad de Buenos Aires, Pabellon II. Ciudad Universitaria, C-1428 EHA, Buenos Aires, Argentina

(2) Area de Amenazas y Auscultacion Sismica y Volcanica, Instituto Costarricense de Electricidad, Apdo. 10032-1000, San Jose, Costa Rica

* Autora para contacto: fms@gl.fcen.uba.ar

(Recibido: 01/08/2009; aceptado: 08/11/2010)
Cuadro 1

Tabla de valores de elementos mayores y traza

Muestra                P[O.sub.2]   P001      2       3      P09

Si[O.sub.2]             51,13       50,54   51,18   52,61   62,29
Ti[O.sub.2]              0,75        0,73    0,82    0,74    0,48
[Al.sub.2][O.sub.3]     19,64       18,83   18,89   18,44   18,14
FeO                      8,99        5,35    5,11    5,16    5,58
[Fe.sub.2][O.sub.3]                  4,62    4,01    4,12
[Fe.sub.2][O.sub.3T]
Fe[O.sub.T]
MnO                      0,18        0,19    0,17    0,17    0,18
MgO                      5,55        5,55    5,33    5,47    1,67
CaO                      9,61        9,39    9,61    9,43    6,15
[Na.sub.2]O              2,89        2,35    2,57    2,47    3,9
[K.sub.2]O               0,75        0,69    0,94    0,66    1,28
[P.sub.2][O.sub.5]       0,16        0,3     0,24    0,44    0,27
Total                   99,95       99,64   99,74   100,5   97,26

Cr                        48
Ni                        31
Rb                        10
Ba                       377
Nb
La
Sr                       622
Nd
Zr                        75
Y

Muestra                 69      123       68       244      150

Si[O.sub.2]            51,56   51,67     51,13    50,98    54,83
Ti[O.sub.2]             0,77    0,78      0,8      0,85     1,08
[Al.sub.2][O.sub.3]    19,16   18,97     19,18    19,05    16,64
FeO
[Fe.sub.2][O.sub.3]
[Fe.sub.2][O.sub.3T]   10,14    9,96     10,28    11,36    10,32
Fe[O.sub.T]
MnO                     0,17    0,17      0,18     0,18     0,17
MgO                     5,64    5,48      5,44     4,74     4,06
CaO                     9,61    9,49      9,8      9,69     8,22
[Na.sub.2]O             2,46    2,57      2,33     2,3      2,66
[K.sub.2]O              0,74    0,76      0,73     0,7      1,76
[P.sub.2][O.sub.5]      0,14    0,16      0,14     0,15     0,27
Total                  99,99   100,01   110,01   100,0    100,01

Cr                       27      28      31       6        20
Ni                       20      20      17       4        8
Rb                     14,2    14,2     14,9     14,6      50
Ba                      380     382      374      405     722
Nb                      6,5     6,8      6,6      5,9      11
La                       12      12      16       16       34
Sr                      610     599      630     700      552
Nd                       17      17      15       15       34
Zr                       65      67      61       54      145
Y                      18,4    18,2     17,2    15,4      27,9

Muestra                 592     182     141

Si[O.sub.2]             52,4    58,31   61,64
Ti[O.sub.2]              0,95    0,74    0,38
[Al.sub.2][O.sub.3]     20,74   17,85   19,46
FeO
[Fe.sub.2][O.sub.3]
[Fe.sub.2][O.sub.3T]    11,41    8,26    6,05
Fe[O.sub.T]
MnO                              0,15
MgO                      4,04    3,54    1,42
CaO                      7,76    7,03    6,24
[Na.sub.2]O              2,2     2,65    3,56
[K.sub.2]O               0,6     1,33    0,95
[P.sub.2][O.sub.5]       0,25    0,12    0,39
Total                  100,0    99,98   99,99

Cr                      9         11     4
Ni                      5         16     6
Rb                     13,1       32    22,4
Ba                     725       933    859
Nb                      10       8,9     11
La                      20       36      22
Sr                     661       510    789
Nd                      23       35      22
Zr                     107       104     117
Y                      22,4     20,3    19,3

P02: cono intramaarico, Prosser y Carr (1987). P001:
lavas, McBirney y Williams (1965). 2 y 3: lavas del
cono, Tournon (1984). P09: Flujo piroclastico de Hule,
Soto (1999). Muestras de Hule sin diferenciar (69,
123, 68, 244, 150, 592, 182, 141), Malavassi (1991).
Mayores en % y trazas en ppm

Cuadro 2

Dataciones de radiocarbono asociadas con los eventos
explosivo de Hule y post-Hule segun diversos autores y
re-interpretadas en el presente trabajo. Todas las
edades son a.P. A (Bronk & Ramsey, 1995, 2001) B
(Stuiver y Reimer, 1993; Hughen et al., 2004)

Referencia o                   Muestras y contexto
Numero Laboratorio

Horn (2001)                Sedimentos base nucleo 1,
                                   laguna Hule

Horn (2001)                Sedimentos base nucleo 3,
                                   laguna Hule

Hurtado de Mendoza           Madera carbonizada T.O
(2006)                     Cariblanco. Base secuencia
A-13649                             Holocena

Soto (1999)                     Tronco en flujo
                                  piroclastico,
                                 quebrada Berros

Melson et al. (1988)              Tronco-flujo
                                  piroclastico
                                quebrada Higuera

Alvarado & Salani (2004)   Lahar con troncos quemados
                                   Rio Tercero

Horn (2001) [beta]-30430                -

Horn (2001) [beta]-56233     Madera a 2,66 m en el
                                nucleo 3 de Hule

Malavassi et al. (1990)    En tefras en el borde del
                              crater Pata de Gallo

Horn (2001) [beta]-73925     Hoja a 1,45 m en Hule
                                     Core 3

Horn (2001) [beta]-73926     Hoja a 2,94 m en Hule
                                     Core 3

Horn (2001) OS-4412         Hoja sobre ceniza Nucleo
                                 1-Maria Aguilar

Horn (2001) [beta]-56234   Fragmento de madera Nucleo
                                 3 Maria Aguilar

Referencia o                     Edad          Rango edad
Numero Laboratorio                            calibrada (2
                                              s), al nivel
                                                de maxima
                                              confidencia A

Horn (2001)                7580 [+ o -] 90      8190-8550

Horn (2001)                6910 [+ o -] 90      7590-7940

Hurtado de Mendoza
(2006)                     5390 [+ o -] 45      6170-6290
A-13649

Soto (1999)                5330 [+ o -] 130     5750-6400

Melson et al. (1988)       5140 [+ o -] 110     5650-6200

Alvarado & Salani (2004)   5110 [+ o -] 80      5650-6200

Horn (2001) [beta]-30430   3230 [+ o -] 80      3320-3650

Horn (2001) [beta]-56233   3080 [+ o -] 70      3450-3070

Malavassi et al. (1990)    2730 [+ o -] 50      2750-2950

Horn (2001) [beta]-73925   1250 [+ o -] 60      1050-1300

Horn (2001) [beta]-73926   2230 [+ o -] 60      2100-2350

Horn (2001) OS-4412        2520 [+ o -] 30      2650-2480

Horn (2001) [beta]-56234   2610 [+ o -] 70      2870-2460

Referencia o               Edad promedio     Rango edad
Numero Laboratorio           calibrada      calibrada (2
                                            s), al nivel
                                             de maxima
                                            confidencia B

Horn (2001)                     8370          8193-8545

Horn (2001)                     7765          7594-7879

Hurtado de Mendoza
(2006)                          6230          6172-6289
A-13649

Soto (1999)                     6075          5886-6355

Melson et al. (1988)            5925          5653-6182

Alvarado & Salani (2004)        5925          5651-6004

Horn (2001) [beta]-30430        3485          3321-3641

Horn (2001) [beta]-56233        3260          3136-3445

Malavassi et al. (1990)         2850          2753-2929

Horn (2001) [beta]-73925        1175          1056-1293

Horn (2001) [beta]-73926        2230          2112-2350

Horn (2001) OS-4412             2560          2488-2644

Horn (2001) [beta]-56234        2665          2470-2864

Referencia o               Edad promedio
Numero Laboratorio           calibrada

Horn (2001)                     8369

Horn (2001)                     7737

Hurtado de Mendoza
(2006)                          6230
A-13649

Soto (1999)                     6120

Melson et al. (1988)            5917

Alvarado & Salani (2004)        5827

Horn (2001) [beta]-30430        3481

Horn (2001) [beta]-56233        3290

Malavassi et al. (1990)         2841

Horn (2001) [beta]-73925        1174

Horn (2001) [beta]-73926        2231

Horn (2001) OS-4412             2566

Horn (2001) [beta]-56234        2667
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Article Details
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Author:Salani, Flavia M.; Alvarado, Guillermo E.
Publication:Revista Geologica de America Central
Article Type:Report
Date:Dec 1, 2010
Words:10121
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