Deformación asociada a la erupción 2011 del complejo volcánico Puyehue-Cordón Caulle

EUILLADES, PABLO A.; MARIA LAURA VELEZ; GROSSE, PABLO; EUILLADES, LEONARDO; MAURO H. BLANCO; CASELLI, ALBERTO

Córdoba

Congreso; XIX Congreso Geológico Argentino; 2014

Asociación Geológica Argentina

El complejo volcánico Cordón Caulle (40.5°S, 72.2°O) consiste en una depresión volcano-tectónica de 4 km de ancho que se extiende por aproximadamente 15 km en dirección NO en la Zona Volcánica Sur de los Andes (Singer et al., 2008). Los límites de este sistema son la caldera de Cordillera Nevada al noroeste y el estratovolcán Puyehue al sudeste (figura 1A). Las principales erupciones históricas de este complejo fueron registradas en 1921-22 y en 1960 y tuvieron puntos de emisión localizados en la pared sur del graben. A diferencia de las anteriores, el punto de emisión de la erupción del 2011 se ubicó en la pared norte del graben, en un área con importante actividad hidrotermal pero sin erupciones históricas. El evento eruptivo de 2011 comenzó el 4 de junio a las 19:15 UTC (OVDAS - SERNAGEOMIN, 2011) con una fase inicial explosiva que produjo una columna de cenizas y gas de más de 10 km de altura. En una segunda etapa, a partir de mediados de junio, comenzó una fase efusiva con derrame de lava (Schipper et al., 2012) que en diciembre de 2011 había cubierto un área similar a los flujos de lava de 1960. Mediante procesamiento interferométrico diferencial de imágenes de radar es posible caracterizar los campos de deformación que se producen tanto antes de una erupción (fase pre-eruptiva) como durante la misma (fase coeruptiva). En este caso se procesó un conjunto de imágenes ENVISAT-ASAR adquiridasentre el 2 de febrero y el 7 de julio de 2011. Los interferogramas pre-eruptivos, construidos a partir de escenas correspondientes al 7/2, 9/3, 8/4 y 8/5, muestran un patrón principalmente atribuible a contaminación atmosférica que obscurece la eventual señal de deformación pre-eruptiva quepodría estar presente en los datos. La deformación asociada con la fase co-eruptiva, en cambio, pudo ser claramente caracterizada. Se computaron un total de 19 interferogramas, de los cuales 8 muestran una relación señal-ruido suficientemente alta para identificar deformación y solo uno, correspondiente al 8/5-7/6, permite analizar la deformación en la vecindad del punto de emisión. Teniendo en cuenta que la escena esclava fue adquirida 3 días (~ 58 hs) después del comienzo de la erupción, la deformación observada es la asociada a la primera fase de la erupción. Este interferograma muestra un patrón de deformación complejoconstituido por 5 lóbulos (figura 1B). El patrón A, situado en el extremo noroeste del complejo, representa un alejamiento del sensor del orden de 120 cm. Despreciando desplazamientos horizontales, este patrón puede ser entendido como de subsidencia. El área afectada comprende una zona de al menos 10 km de radio cuyo centro coincide con el centro de una zona de inflación observada anteriormente por Fournier et al. (2010) y Jay et al. (2012) para el periodo entre 2003 y 2012. Los patrones B y C representan alrededor del 10 cm de acercamiento (inflación) y muestran cierta simetría en torno a la falla Liquiñe - Ofqui. El lóbulo D está situado al sudoeste del centro de emisión activo, muestra un acercamiento de aproximadamente 25 cm entre los patrones A y E. Hay que considerar que la magnitud del patrón D se mide en relación a la superficie ya deformada representada por los lóbulos A y E, por lo que en realidad representa una región de menos movimiento que sealeja del sensor. Finalmente, el lóbulo E está situado al sur del centro emisor y al oeste del edificio volcánico Puyehue, y consiste en un alejamiento (subsidencia) de aproximadamente 25 cm. Para interpretar la deformación medida se realizó un modelado directo preliminar considerando modelos analíticos de geometrías simples en un semi-espacio elástico de 30 GPa (módulo de rigidez) y 0,25 (Poison). El sistema cámara magmática-conducto estaría integrado por unreservorio principal localizado debajo del área de subsidencia mayor (lóbulo A), modelado a partir de una fuente de presión puntual (Mogi, 1958) ubicada en 40.48S, 72.24W a 4.9 km de profundidad (DV=-1.16km 3 ), y un sistema de diques que conectan el reservorio con el punto de emisión, modelados a partir de dislocaciones rectangulares con componente de desplazamiento tensional (Okada, 1985) asociadas a las estructuras que controlan el complejo volcánico (Figuras 1C y 1D). En particular se modeló un dique vertical centrado en 40.5S, 72.17W, profundidad igual a 5km, longitud de 5km, ancho de 0.5 km, con rumbo 135º y apertura de 2m.