Post-Congress Field trip*, Arequipa, 5-7 Octubre del 2008

Transcripción

1 Post-Congress Field trip*, Arequipa, 5-7 Octubre del 2008 por J.-C. Thouret 1 * 1 Département de géologie, LMV Laboratoire Magmas et Volcans, UMR 6524 CNRS, OPGC et IRD, Université Blaise Pascal, Clermont II, Francia (thouret opgc.univ-bpclermont.fr) * Vease el curso anexado : evolución de los magmas de sistemas de arcos por G. Wörner. La excursión que seguirá el congreso se iniciará con una fase teórica que incluye la discusión de documentos que se brindarán en Arequipa, donde se darán a conocer los rasgos geológicos del volcán El Misti y de la cuenca de Arequipa donde tendrá lugar el cartografiado. Los documentos más detallados sobre los sitios y las columnas estratigráficas que visitaremos serán distribuídos durante el curso. El itinerario de visita de las columnas estratigráficas es el siguiente con números indicados en la Figura 3: Cayma (n 1 y 2), cañón del Río Chili (entrada al santuario n 3, represas de Charcani 3 n 4 y Charcani 5 n 6), carretera desde Charcani 5 hasta Cayma (n 6, 7 y 8) ; Arequipa, Qda. Pastores (n 9 y 10) y Qda. San Lázaro (n 11) ; Arequipa ENE, Qda. Huarangal aguas abajo (n 12) y aguas arriba (n 12) ; Arequipa - carretera a Chiguata (n 13), Qda. Honda y Qda. Grande (n 14, 15 y 16), carretera a Salinas (n 17) y pueblo de Chiguata (n 18). El volcán El Misti (5820 m, S y W) es uno de los siete volcanes activos del Sur del Perú que pertenecen a la zona volcánica de los Andes centrales. Está ubicado sobre el flanco de la Cordillera occidental al NE de la cuenca tectónica de Arequipa y dentro de un grupo de volcanes más antiguos: el complejo de edificios del Nevado Chachani al NO y del Pichu Pichu al E (Figs. 1 y 2 en base a imágenes Landsat). Al volcán Misti lo cruza un conjunto de fallas regionales NO-SE y NE-SW (Fig. 2). La falla regional NO-SE parece activa puesto que desplaza tefras recientes a lo largo de la carretera a Aguada Blanca y Chivay. Junto con el cabalgamiento del flanco inclinado de la Cordillera Occidental las fallas NO-SE juegan un papel en relación a la inestabilidad potencial del volcán.

2 Figura 1 (Finízola et al., 2003; Thouret et al., 2001)

3 Figura 2 (Thouret et al., 2001) Edificios, estructuras y estratigrafía La Figura 3 muestra el contexto geológico del volcán y de sus alrededores, especialmente su piedemonte volcaniclástico hasta la ciudad de Arequipa (en base a una imagen SPOT4 del 1991). Los números gruesos indican los sitios que visitaremos durante el curso. Los cuadrángulos con números y asterisco señalan las columnas de las Figuras 9 A y B. La Figura 4A es un mapa geológico esquemático del volcán El Misti y sus alrededores sobrepuesto a un modelo numérico de terreno (Fig. 4B, resolución 30 m; Thouret et al., 2001; Finizola et al., 2004).

4 Figura 3 (Thouret et al., 2005)

5 Figura 4 A (Thouret et al., 2001).

6 Figura 4 B (Tort & Finízola et al., 2003; Delaite et al., 2005) El Misti comprende dos edificios distintos: un estrato-volcán de base, llamado «Misti 1», que está cubierto en parte por un cono compuesto mejor conservado, que consta de tres edificios y etapas de construcción, llamadas «Misti 2, 3 y 4». El estrato-volcán fue construído sobre depósitos volcaniclásticos del Chachani (brechas hidroclásticas, ignimbritas, tefras y sedimentos epiclásticos) que descansan sobre las ignimbritas neógenas de la cuenca de Arequipa cuya edad abarca de 13.2 Ma hasta 1.7 Ma (Paquereau-Lebti et al., 2006, 2008; Tabla 1). Estas ignimbritas afloran en el cañón del Río Chili y las más recientes afloran en la cuenca de Arequipa. Observaremos un corte de la ignimbrita «Aeropuerto de Arequipa» que consta de dos unidades, una blanca y otra rosada (Figs. 5 y 6 : Paquereau-Lebti et al., 2006). La fuente de la ignimbrita Aeropuerto de Arequipa esta probablemente debajo del complejo del Chachani (Fig. 7).

7 Characteristics of the ignimbrites in the Arequipa area IGNIMBRITES EXTENT VOLUME 40 Ar/ 39 Ar AGES LITHOFACIES & WELDING Yura Tuffs (YT) = Capillune Fm. ~150 km 2 ~1.5km Ma mlt non welded Arequipa Airport Ign. (AAI)= Upper SENCCA Pink unit White unit ~ 600 km 2 HAR : km ± 0.04 Ma 1.77 ± 0.5 Ma Non welded, non indurated, non devitrified Weakly welded, strong induration, vapor phase crystallisation La Joya Ign. (LJI)= Lower SENCCA ~ 800km 2 MAR : km ± 0.14 Ma Strongly welded (fiammes), rich in sanidine and quartz Rio Chili Ign. (RCI)= HUAYLILLAS Ign unknown volume ± 0.19 Ma Weakly welded, rich in biotite and amphibole Tabla 1 (Paquereau-Lebti et al., 2006, Paquereau-Lebti, PhD 2007) Figura 5. (Paquereau-Lebti et al., 2006, 2008)

8 Figura 6 (Paquereau-Lebti et al., 2007) 00 Source North of the Arequipa depression beneath the Chachani volcanic complex (c.290 km 3 ) c.20 km in Figura 7. (Paquereau-Lebti et al., 2008) El corte geológico del Misti desde el NE hasta el SO a lo largo del lado izquierdo del Río Chili (Fig. 8) muestra las estructuras principales y los detalles estratigráficos de cada edificio. El estratovolcán Misti 1 con pendientes débiles consta de derrames de lava (hasta 9 km de largo) intercalados

9 con sedimentos volcaniclásticos e ignimbritas sin soldar. Una de las coladas de lava gruesas ( El Gordo ) tiene alrededor de 833 ka pero P. Ruprecht y W. Wegner (2003) sostienen que dicha colada provendría del Chachani. La parte superior del Misti 1 es menos antigua que 112 ka y una contacto erosivo separa los dos edificios principales del volcán (visible desde el mirador de la carretera a Charcani V: n 6 en la Fig. 3). Figure 8 (Thouret et al., 2001) Existen depósitos de avalancha de escombros que están intercalados entre derrames de lava y depósitos piroclásticos a lo largo del Río Chili aguas arriba del teleférico y del Hijo del Misti. En realidad se distinguen dos conjuntos de depósitos de avalancha de escombros que pueden ser el resultado de colapsos del Misti 1 (ó de un edifico más antiguo todavía). El más reciente ocupa más de 40 km 2 y mide más de 50 m de espesor (por ejemplo sobre los flancos sur y suroeste del edifico actual). El estrato-cono no muestra una cicatriz de colapso reciente porque quizás esté enterrada bajo las coladas de lava de los conos más recientes. La figura 9 expone una columna estratigráfica compuesta y general del Misti 1 y de los edificios posteriores 2 a 4.

10 Figura 9 (Thouret et al., 2001) El estrato-cono Misti 2 a 4 se ha formado después de 112 ka y consta de coladas de lava gruesas y cortas y de depósitos piroclásticos con un espesor de 2,2 km. Los depósitos forman un piedemonte ( ring plain ) de alrededor de 200 km 2. Las columnas estrátigráficas permiten reconocer tres edificios sucesivos y siete grupos de productos piroclásticos (caídas, flujos y oleadas), coladas de lava y depósitos volcaniclásticos o retrabajados (o sea epiclásticos). Las figuras 10 A y B muestran columnas estratigráficas detalladas a lo largo de las quebradas principales sobre los flancos oeste, sur y este del Misti.

11 Figura 10A (Thouret et al., 2001) El Misti 2 comprende tres grupos de depósitos 2-1 hasta 2-3. El grupo 2-1 ( ka) abarca coladas de lava y flujos de bloques y cenizas, con unas coladas piroclásticas de escorias y pómez. El grupo 2-2 (70-50? ka) comprende depósitos de bloques prismáticos de lava casi sin matriz que se atribuyen a colapsos de domos (Qda. Pastores y Huarangal : Fig. 9, columnas n 2 y 3). Sobreyacen depósitos de avalancha de escombros que atribuímos a uno(s) colapso(s) de flanco del Misti 1 o 2 (entre los grupos 2-1 y 2-2). Unos depósitos de coladas y de caídas de escorias de color verdoso oscuro sobreyacen los depósitos de bloques de lava y provienen del Chachani (basado en su composición más básica), intercalados con depósitos de pómez (Fig. 10A, columna n 2). Hacia el tope los depósitos volcaniclásticos retrabajados señalan un periodo de erosión entre los grupos 2-2 y 2-3.

12 (Izquierda) Depósito de oleada debajo de una caída de pómez riolítica (34 ka), cerca al pueblo de Chiguata (Foto JC Thouret). (Derecha) Depósito de avalancha de escombros (Pichu Pichu), carretera a Chiguata (Foto JC Thouret). Figura 10B (Thouret et al., 2001) El grupo 2-3 (ca ka) refleja la formación de una caldera ( ) o de un grupo de cráteres anidados. Tres argumentos de tipo geomorfológico, geofísco y vulcanológico sostienen esta hipótesis : (1) une ruptura de pendiente entre los conos Misti 2 y 3 cerca a 4400 m snm. y la presencia de domos alrededor del supuesto límite de la caldera. Dichas coladas sobreyacen derrames de lava con una discordancia angular; (2) una discontinuidad estructural basada en anomalías geoeléctricas de polarización espontánea medidas a lo largo de once perfiles (Finizola, 2004 ; Fig. 11). Además Tort y Finizola (2005) y Finizola et al. (2004) han añadido datos tomomorfométricos y los resultados de medidas magnetotelúricas que también sugieren la existencia de una discontinuidad estructural cerca a los 4400 m snm. en la base del Misti 3; (3) unas ignimbritas (flujos de pómez y cenizas sin soldar y de composición dácitica a andesítica) cuyo volumen mide entre 3 y 5 km 3 (las observaremos en las Qdas. Honda y Grande). Las dataciones C 14 sugieren dos episodios eruptivos ca ka y luego ca ka (Fig. 9, columnas n 2, 3 y 5).

13 Figura 11 (Finizola et al., 2004) El estrato-cono Misti 3 fue construído por derrames de lava y domos hasta elevaciones cercanas a los 5600 m snm. Consta de cuatro grupos. El grupo 3-1 (36 31 ka) comprende depósitos de flujos de cenizas y caídas de composición dacítica con un volumen mínimo de 1.5 km 3. El grupo 3-2 (entre 30 y 25 ka) abarca un gran volumen de depósitos de flujos piroclásticos de composición dácitica y depósitos de bloques de domo y cenizas, intercalados con depósitos de caídas de pómez. El grupo 3-3 (entre 25 y 20 ka) abarca al menos cinco depósitos de bloques de domo y cenizas, intercalados con depósitos de caídas de pómez. Una de las caídas mide desde 1 hasta 3 m de espesor

14 entre 9 y 12 km hacia el oeste y el este de la cumbre. Hacia el tope del grupo 3-3 unos depósitos gruesos de flujos de escombros (lahares) y tefras retrabajadas están intercalados dentro de los depósitos de colapsos de domo. Señalan unos procesos ligados a la fusión de los glaciares durante uno de los máximos del último periodo glaciar (antes de 25 ka y entre 24 y 12 ka). El Misti 3 fue probablemente truncado por la formación de una caldera en la cumbre (parecida a la caldera de la cumbre actual del Ubinas) entre 14 y 11 ka: esta caldera tiene un diámetro de 2 km. (Fig. 3) Tres argumentos permiten proponer la existencia de la caldera de la cumbre: (1) El piso de la caldera (flanco NO) muestra lavas que sobreyacen otras lavas del Misti 3 con una discordancia angular; 2) depósitos de flujos piroclásticos de pómez dacíticos (1 km 3 ) y capas de caídas de pómez intercaladas conforman el grupo 3-4 (entre 13,7 y 11,3 ka). Este grupo también contiene depósitos de oleadas piroclásticas (por ej. antidunas y capas con estratificación cruzada). (3) Una discontinuidad estructural está inferida en base a las medidas de polarización espontánea que muestran anomalías negativas cerca a los 5400 m snm. También el estudio tomomorfométrico revela une dicontinuidad structural a esta misma altura. El Misti 4 o cono de la cumbre tiene menos de 11 ka. El pequeño edificio de la cumbre en forma de creciente está constituido por lapilli, tefras y escorias soldadas (hacia el NO). El cono fue excavado por dos cráteres anidados. El gran cráter de 950 m de diámetro y abierto hacia el sur fue formado durante la erupción de hace ca años BP y el pequeño cráter (550 m de diámetro) rodeado por escorias negras tiene una edad histórica. Al fondo de este cráter de 200 m se observa un plug (tapón) de lava andesítica que atribuímos a la erupción del siglo XV. Los dos cráteres anidados de la cumbre / Caídas del Holoceno superior, Río Chili. El pómez blanco (abajo) tiene ca años AP y las cenizas blancas (arriba) fueron emplazadas por la erupción del Huaynaputina en Febrero 1600 AD. (Fotos : JC Thouret). El último grupo de tefras (capas de lapilli pómez y cenizas) de 5 a 6 m de espesor que cubre todas las laderas bajas del Misti demuestra que el volcán tuvo 10 erupciones desde hace 11 ka (Fig. 10B, grupo VII, columnas 1, 3, 4 y 6). Se han reconocido depósitos de oleadas, uno de ellos de edad holocena media aflora en el barrio El Porvenir a unos 13 km de la cumbre. Los suelos intercalados en el último grupo de tefras son muy delgados y también unos depósitos eólicos están intercalados en esta secuencia piroclástica. La fotografía tomada en los años 1940 (I. Parodi : Fig. 12) muestra claramente la morfologiía del cono compuesto, del piedemonte (ring plain) y dos abanicos recientes (Qda. San Lazaro en el centro y Qda Huarangal hacia el ENE, ahora cubiertos por el casco urbano) cuyos depósitos de lahares y epiclásticos (con unas tefras) fueron emplazados entre 13,7 y 4,7 ka. Adémas la morfologia de hummocks (colinas cónicas) emplazados por los depósitos de avalancha del Misti se observa sobre la primera escalera morfológica del piedemonte.

15 Figura 12 (Fotografia cortesía de I. Parodi) Actividad eruptiva reciente e histórica La actividad reciente del volcán es notable desde hace alrededor de 2000 años y quizás haya disminuido desde entonces; sin embargo es menester tener en cuenta la recurrencia de las erupciones sub-plinianas para comprobar esta hipótesis (veáse la conclusión). Los depósitos más importantes son flujos piroclásticos de pómez y líticos que sobreyacen una caída sub-pliniana con pómez bandeadas (andesíticas y dacíticas): se encuentran en el Río Chili y en todas las quebradas, el volumen del conjunto mide al menos 0.75 km 3 (Fig. 13).

16 Figura 13 (Thouret et al., 2001) La edad del episodio eruptivo está comprendida entre 2300 y 2050 años AP (C 14 ) o sea 402 cal BC hasta 340 cal AD. La secuencia de depósitos también muestra dos unidades distintas sobre los flancos sur y SO del volcán (las observaremos en la Qda. Huarangal y en las Qdas. Honda y Grande : Fig. 3). La unidad inferior es piroclástica, la superior es más rica en bloques líticos y fragmentos oxidados dentro de una matriz parduzca abundante y fina. La unidad superior puede ser el resultado de procesos de destabilización del flanco Sur que han abierto la pared del cráter grande de la cumbre hacia el Sur. Además se observan bancos de depósitos laháricos que conforman una terraza (encima de la recaída sub-pliniana de hace 2050 años AP). Ellos revelan la transformación de los flujos piroclásticos en lahares ricos en pómez a lo largo de la Qda San Lazaro. Varios depósitos de lahares (sobre todo flujos hiperconcentrados, más abundantes que flujos de escombros) se aprecian a lo largo del Río Chili y de la quebradas. Las figuras 14 (1-5) muestran cinco cortes perpendiculares al valle del Río Chili desde el Santuario cerca a Charcani 1 hasta el Club internacional de Yanahuara. Tres terrazas principales y unas subordinadas están conformadas por depósitos epiclásticos, depósitos de lahar asi como por aluviones del Holoceno superior e históricos.

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18 Figura (Delaite et al., 2005) La actividad histórica del Misti ha sido moderada. Una caída de cenizas escoriaceas negras (5-10 cm hacia el SO) señala unos pequeños eventos probablemente vulcanianos durante el siglo XV ( AD: Chávez Chávez, 1992). Han cubierto la ciudad de Arequipa con cenizas hasta de 4 cm de espesor. Otras capas de cenizas históricas son muy delgadas mientras que las crónicas mencionan eventos freáticos o fumarólicos en 1542, 1599, 1826, , 1869 y 1870 pero dichos eventos (sísmicos freáticos fumárolicos ) no están comprobado aún. Con menos incertidumbre, cuatro eventos occurieron el 2 de Mayo del 1677, el 9 y el 28 de Julio del 1784 y 10 de Octubre del 1787 (Simkin y Siebert, 1994). Estos eventos sísmicos y quizás freáticos no dejaron tefras o no se reconocen dichas tefras históricas en el campo porque fueron removidas por el viento y la fusión de la nieve. Sin embargo cabe recalcar la presencia de varios lahares (flujos de escombros gruesos y flujos hiperconcentrados más finos) a lo largo del Río Chili y de las Quebradas, que fueron datados entre 1000 y 300 años AP (Delaite et al., 2005), es decir no solamente a consecuencias de la erupción del siglo XV pero también a consecuencias de aguaceros y remobilización de tefras sobre las laderas del volcán. Unas crisis fumárolicas fueron reportadas por ej. en 1948 y 1949 y también en 1984 y 1985.

19 La sismicidad y la actividad fumárolica actual del volcán (medidas por el personal del IGP y del IRD) demuestran que el Misti está activo. Conclusiónes 1. El edificio poligénico del Misti comprende un estrato-volcán Misti 1 ( ka) y un cono compuesto que consta del Misti 2, 3 y 4 (112 ka Presente). El cono Misti 2, 3 y 4 abarca siete grupos de depósitos volcaniclásticos (y epiclásticos) que señalan siete periodos eruptivos principales después de hace 112 ka. El estudio de las estructuras del volcán Misti revela la presencia de la caldera de la cumbre (ca ka) y de una supuesta caldera amplía o un grupo de crateres formados entre 50 ka y 33 ka. Además se reconocen dos grupos de depósitos de avalancha de escombros que indican fenómenos de destabilización del volcán; el más reciente tuvo lugar entre 70 y 40 ka. 2. Los dinamismos eruptivos recientes del Misti muestran una alternancia entre: (i) periodos de crecimiento y destrucción de domos con colapsos y flujos de bloques y cenizas (por ej. entre 31 y 25 ka y entre 25 y 20 ka); (ii) erupciones sub-plinianas a plinianas con voluminosas caídas de pómez; (iii) ignimbritas dacíticas no soldadas con un volumen total de 4 a 6.5 km 3 que pueden estar relacionadas con la gran caldera (entre 50 y 33 ka) y con la caldera de la cumbre (entre 13.7 y 11.3 ka). 3. Los análisis petrológicos de los productos del Misti (Fig. 15) indican que la mayoría de sus lavas son andesitas y que las riolitas son escasas. Las andesitas básicas no existen (al contrario del caso del Chachani que es el volcán más cercano). Los productos eruptivos del Misti 4 son menos evolucionados (decrecimiento en Si0 2 ) pero se nota una mezcla de magma andesítico y dacítico en los pómez de la erupción sub-pliniana de hace 2050 años AP.

20 Figura 15 (datos del Master2R by C. Legendre, 1999; vease el curso del Prof. G. Wörner y Ruprechet & Wörner, 2007) 4. En base a la estratigrafía y cronología disponibles desde hace ca. 110 ka, la figura 16 expone la tasa de construcción promedia del volcán Misti: 0.63 km 3 por 1000 años, una tasa comparable a la tasa sobre otros estratovolcanes similares en el mundo. Durante unos periodos eruptivos más sostenidos, la tasa de erupción ha podido alcanzar 2.1 km 3. Estas estimaciones a veces no son válidas a raíz del

21 volumen de depósitos arrastrados por la actividad de los glaciares del Pleistoceno superior pero la ausencia de cuencas glaciares de gran volumen sobre los conos empinados del Misti 2 a 4 hace que la erosión de los depósitos no haya sido tan importante. Figura En base a la crono-estratigrafia C 14 elaborada (Fig. 16) desde hace ca. 50,000 años, podemos estimar la recurrencia de las erupciones del Misti de acuerdo con la mgnitud aproximada de los volumenes arrojados: cada años para erupciones plinianas o ignimbriticas con VEI > 3, cada 2000 hasta 4000 años para erupciones sub-plinianas con VEI 3 (por ej. aquella de hace 2050 años AP) y cada 500 años para erupciones vulcanianas moderadas (VEI 2, por ej. aquella del siglo XV).

22 Figura 17 (Thouret et al.) 6. Las erupciones futuras del Misti amenazan alrededor de personas y directamente a unos habitantes que viven cerca a las quebradas, en el valle del Río Chili y en el área de Chiguata. Un mapa y dos escenarios eruptivos probables mostrarán las zonas potencialmente más afectas por los fenómenos eruptivos futuros en caso de erupción vulcaniana (moderada) y sub-pliniana (moderada a violenta). El mapa yl los escenarios están basados en el cartografiado de los depósitos recientes del volcán (Figs. 4 y 10 A y B), en el cartografiado geológico (J. Suni, P. Navarro, 1999), en la cronologia (Ar 40 /Ar 39 y C 14 ) y en modelación preliminar (Thouret et al., 2001, Delaite et al., 2005 ; Vargas et al., 2008). Desde 2005, el grupo de vulcanologos del Ingemmet junto con expertos extranjeros han llevado el mapa geólogico detallado del Misti (1/25 000) que será mostrado a los participantes del curso. Luego un mapa de peligros volcánicos fue elaborado en 2007 en base a los estudios anteriores y a los nuevos trabajos actuales.

23 Referencias citadas Chávez Chávez J.A., La erupción del volcán Misti, pasado, presente, futuro. Arequipa, Impresiones Zenit, 156 p. Delaite G., Thouret J.-C., van Westen C., Labazuy Ph., Souriot Th., Stinton A., Sheridan M., Hazard Assessment at El Misti volcano, Peru, based on GIS and simulations, with emphasis on lahars. Zeit. für Geomorphologie., Suppl.-Bd. 140, Finizola A., Lenat J.-F., Macedo O., Ramos D., Thouret J.-C., Sortino F., Fluid circulation and structural discontinuities inside Misti volcano (Peru) inferred from self-potential measurements. J. Volc. Geoth. Res., 135, Legendre C., Pétrogenèse du volcan Misti moderne (Sud Pérou) : essai de caractérisation de l évolution pétro-géochimique et chronologique. Rapport de stage de Master2 IGAL, 88 p. 49 figs., 12 Tabl., annexes A-D. Paquereau-Lebti P., Thouret J.-C., Wörner G., Fornari M., Macedo O., Neogene and Quaternary ignimbrites in the area of Arequipa, southern Peru: stratigraphical and petrological correlations. J. Volcanol. Geoth. Research, 154, Paquereau-Lebti P., Fornari M., Roperch P., Thouret J.-C., Macedo O., Paleomagnetic, magnetic fabric properties, and 40 Ar/ 39 Ar dating, of Neogene - Quaternary ignimbrites in the Arequipa area, Southern Peru. Flow directions and implications for the emplacement mechanisms. Bulletin of Volcanology, 70, , DOI: /sOO y Ruprecht P. and Wörner G., Variable regimes in magma systems documented in plagioclase zoning patterns: El Misti stratovolcano and Andagua monogenetic cones (S. Peru). J. Volcanol. Geoth. Res., 165, Simkin S. and Siebert L., Volcanoes of the world (2 nd edition). Washington D.C., Smithsonian Institution, 349 p. Suni J., 1999 y Navarro P., Estudio geológico y vulcanológico del volcán Misti y sus alrededores. Tesis de grado, UNSA, Arequipa, 179 p. Thouret J.-C., Finizola A., Fornari M., Legeley- Padovani A., Suni J., Frechen M., Geology of El Misti volcano near the city of Arequipa, Peru. Geol. Soc. Amer. Bull., 113, 12, Tort A., Finizola A., The buried caldera of Misti volcano, Peru, revealed by combining a selfpotential survey with elliptic Fourier function analysis of topography. J. Volc. Geoth. Res., 141, Vargas F. R., Thouret J.-C., Delaite G., Van Westen C., Mariño J., Sheridan M.F., Siebe C., Souriot T., and Stinton A., Mapping and assessing volcanic hazards and risks, with emphasis on lahars, in the city of Arequipa, Peru. In: GSA Special Publication, G Groppelli & L. Viereck-Goette (Eds.), Stratigraphy and geology in volcanic areas, in press.