Fundada en 1962

SOC

IEDA

D GEOLOGICA DE CH

ILE

la serena octubre 2015

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Dinámica de flujos laháricos asociados a la erupción del 3 de marzo del volcán Villarrica

Felipe Flores Lobos; Álvaro Amigo Ramos. Unidad de Geología y Peligros Volcánicos, RNVV, Servicio Nacional de Geología y Minería, Santa María 0104, Providencia, Santiago, Chile * email: ffloreslobos@gmail.com Resumen. La madrugada del día 3 de marzo del 2015, el volcán Villarrica entró en su más reciente ciclo eruptivo, el cual tuvo una duración de 55 minutos, y en los cuales se generaron explosiones, eyección de piroclastos, una columna eruptiva de ca. 6.000 m, y flujos laháricos que descendieron por los valles fluviales de los ríos Voipir, Correntoso, Zanjón Seco, Pedregoso y Turbio, causando daños en puentes e infraestructura turística. Para el caso de los lahares del Zanjón Seco, estos alcanzaron un volumen de entre 0,5 y 0,7 x 106 m3, con velocidades de entre 5 y 11 m/s, calculadas por la técnica de súper-elevación en distintos puntos de curvatura. Las descargas máximas se estiman entre los 2000 y los 4000 m3/s. Además, se estiman alturas de olas de hasta 6 m en el sector de Cuevas Volcánicas. Tanto la petrografía de los depósitos, como su granulometría, hacen suponer que se trata de un flujo de transición (40% – 60% sólidos), con ciertos tramos de flujo de detritos y otros de flujo hiperconcentrado. Para el caso del río Pedregoso, se estima que los flujos tuvieron un volumen total de entre 0,3 y 0,4 x 106 m3, con una velocidad de 12 m/s calculada con la fórmula de Manning, en un sector ubicado a 3,5 km aguas arriba de la unión con el río Turbio Los resultados de este trabajo pueden compararse con relaciones empíricas, además de su utilización en la implementación de modelos numéricos/computacionales que permitan tener una mejor aproximación al peligro de inundación por lahares asociado a distintos escenarios eruptivos. Palabras Claves: Lahar, técnica súper-elevación, volcán

Villarrica, ecuación de Manning. 1 Introducción La importante cobertura de hielo y nieve que posee el volcán Villarrica (39°25′12″S, 71°56′23″W, 2.847 msnm), sumado a la morfología glacial de ciertos valles que drenan su cima, que otorga amplias cabecera a algunas de sus cuencas de drenaje y morrenas con material susceptible a ser removilizado, y también, sus frecuentes erupciones estrombolianas y hawaiianas, hacen de los flancos de este volcán susceptibles a ser afectados por flujos laháricos. Esto quedó de manifiesto en la erupción del 3 de marzo, donde una erupción de corta duración (55 min), ocurrida en un periodo de mínima acumulación de nieve (luego del verano y tras una intensa sequía) generó flujos laháricos, que si bien fueron de menor magnitud a los ocurridos en los años 1971, 1964 o 1948, provocaron daño a algunos puentes, caminos e infraestructura (figura 1). Este trabajo

busca determinar parámetros hidrodinámicos de los flujos laháricos del sistema Zanjón Seco –Carmelito, como son la velocidad, los caudales máximos, las alturas de ola, y los radios hidráulicos a distintas alturas del cauce; y a la vez dar indicios por medio de la petrografía y granulometría, de características reológicas y génesis del flujo. 2 Metodología y resultados 2.1 Metodología 2.1.1. Volumen del depósito Para el cálculo del volumen, se utiliza una metodología similar a la propuesta por Muñoz-Salinas et al. (2009), basada en la utilización de softwares SIG. El primer paso consiste en la elaboración de una serie de secciones representativas de cierto tramo homogéneo del depósito observado en terreno (figura 2). Una vez determinadas las áreas transversales del depósito (Sdep) e inundación (Sinun), resulta posible estimar el volumen del depósito y las descargas máximas respectivamente (figura 3). Una vez obtenidas Sdep para distintos perfiles, se necesita conocer la distancia entre dos secciones consecutivas (Dti), y calcular el promedio entre tales secciones (Sprom-i). Con estos cálculos es posible obtener el volumen del depósito en un tramo (t) cualquiera (Vdi). Finalmente, el volumen total del depósito (Vd) se calcula con la sumatoria de los volúmenes de los distintos tramos. Lo descrito anteriormente puede resumirse con las siguientes fórmulas: Sprom-i = (Sdep_i+1 + Sdep_i)/2 (1) Vdi = Sprom-i * Dti (2) (3) 2.1.2. Velocidades Las velocidades se calculan con la técnica de súper-elevación, basada en el principio de continuidad de masa de la fluidodinámica, que hace a los flujos de densidad uniforme alcanzar velocidades mayores en las zonas externas de las curvaturas en los canales (Pierson & Costa, 1987). Así, aplicando la segunda ley de Newton a un equilibrio de fuerzas en el fluido, se obtiene la siguiente fórmula:

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AT 4 Impacto de las GeocIencIas en la socIedad

(4) Donde es la velocidad (m/s), g es la aceleración de gravedad (9,81 m/s2), R es el radio de curvatura (m), i es la pendiente del canal (°), y β es el ángulo entre el depósito interno y el externo de la curva (figura 4).

Figura 1. Distribución de depósitos laháricos en la zona

Figura 2. Depósito de lahar y marca de ola. Con estas medidas es posible construir secciones como las de la figura 3. Por otro lado, se calcula la velocidad en diversas secciones con la fórmula empírica de Manning (Laenen y Hansen, 1988), para flujos con regímenes permanentes en canales abiertos. Esta ecuación relaciona la velocidad media en una sección del canal con el radio hidráulico y la pendiente del lecho, mediante la siguiente expresión:

(5)

Donde v, es la velocidad promedio del flujo; n es el coeficiente de rugosidad de Manning, para cuyo cálculo se han propuesto diversas fórmulas basadas en la granulometría del lecho y el fluido; Rh, el radio hidráulico; finalmente i representa la pendiente del lecho. La rugosidad de Manning da cuenta de las pérdidas friccionales en la energía del flujo. En este trabajo se empleará para la determinación de n, el método de Cowan (1956), que implica la granulometría del material, la irregularidad de las secciones, las variaciones en la forma y dimensión de las secciones, las obstrucciones, la vegetación, y una corrección por curvas o meandros del cauce.

Figura 3. Perfil de inundación en la facies media del flujo. La sección del depósito es de 14,5 m2, mientras que la sección inundada 97,6 m2, el radio hidráulico 2,3 m. La altura de ola corresponde a 3,4 m.

Figura 4. Diagrama esquemático de los parámetros utilizados para el método de súper-elevación. 2.2 Resultados 2.2.1. Volumen del lahar y área inundada Siguiendo la metodología descrita anteriormente, se ha calculado para el depósito dejado por el lahar en el valle del Zanjón Seco, un volumen de 0,3 x 106 m3. Esto daría un volumen total del flujo entre 0,5 - 0,7 x 106 m3 considerando un flujo de transición lo que es concordante con la textura y granulometría de los depósitos (tabla 1). El área planimétrica de inundación equivale a 1,3 km2, y los

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ST 11 TERREMOTOS, VOLCANES Y OTROS PELIGROS GEOLÓGICOS

depósitos tienen un alcance de aproximadamente 15 km. Para el caso del Río Pedregoso, debido a que es un cauce fluvial activo, y a que inmediatamente después del evento eruptivo fue intervenido su cauce, con el fin de reparar daños y mitigar posibles efectos de lahares futuros, es que no se ha podido realizar un levantamiento exhaustivo de secciones, y solo ha sido posible construir un perfil, en la zona media del cauce. Con este único dato, y con la cartografía de los depósito, es posible tener una estimación de primer orden del volumen del flujo, según estos cálculo, el depósito tiene un volumen estimado en 0,2 x 106 m3 , y el flujo pudo alcanzar entre los 0,3 y los 0,4 x 106 m3, considerando un flujo de transición. El área planimétrica de inundación equivale a 1,2 km2, y los depósitos tienen un alcance de aproximadamente 12 km. 2.2.2. Granulometría Considerando los parámetros de Folk (1980), como el tamaño promedio de partícula (χ), y la desviación estándar (σ), es posible clasificar el tipo de flujo de acuerdo a lo propuesto por Pierson & Scott (1985), como se muestra en la tabla 1. Tabla 1. Análisis granulométricos de tamizaje mecánico en seco.

2.2.3. Velocidades Las velocidades calculadas mediante la técnica de súper- elevación (Ec. 4) y aquéllas calculadas con la ecuación de Manning (Ec. 5) se resumen en las tablas 2 y 3 respectivamente. Estas últimas muestran una correlación entre la distancia al origen y la descarga máxima, expresada por un coeficiente de correlación, R2 = 0,64,

para una regresión exponencial. Tabla 2. Velocidad de lahar y variables para el cálculo de ésta con la técnica de la súper elevación (Ec. 4). Punto α (°) β (°) R (m) v (m/s) P1 20 8 37 11,4 P2 7 8 48 7,6 P3 3,5 8 94 7,5 P4 5,5 8 25 4,8

Tabla 3. Parámetros obtenidos en terreno para las distintas secciones, y cálculo de velocidad, y caudal máximos con la ecuación de Manning (Ec. 5).

Nombre H ola máx [m]

D [km]

Sd / Sinun

v [m/s]

Q peak [m3/s]

Perfil 1 4,8 1,5 0,24 20,1 1960,7 Perfil 2 4,8 1,7 0,07 20,1 1094,4 Perfil 3C 3,2 2,5 0,10 11,3 830,5 Perfil 4 3,4 3,2 0,15 6,1 595,1 Perfil 5 2,7 3,3 0,13 5,8 382,1 Perfil 6 2,3 3,6 0,24 7,9 777,0 Perfil 7A 4,0 2 0,21 13,8 2145,1 Perfil 8 6,0 2,3 0,14 17,5 3956,6 Perfil 9 3,7 2,9 0,36 13,0 2071,1 Perfil 13A 2,2 5,5 0,18 2,3 193,7 Perfil 14 2,2 8,5 0,21 7,7 241,0 Perfil 15 1,4 10,5 0,35 2,5 104,4 Perfil 16 1,4 11,7 0,25 4,0 71,0 Perfil Ped 3,7 8,0 0,12 6,6 1193,5

Promedio 9,9 1115,5 Máximo 20,1 3956,6 Mínimo 2,3 71,0

3 Discusiones Respecto a la génesis de los flujos, pareciera ser que la acumulación inestable de material piroclástico, provocó la formación de flujos de spatters, y que estos al descender a altas temperaturas y producir abrasión mecánica en la superficie de nieve/hielo, habrían provocado la fusión de parte de la cobertura nival y glacial con la consecuente liberación de agua y generación de lahares. Esto plantea un escenario eruptivo distinto a las últimas 5 erupciones históricas (años 1948, 1963, 1964, 1971, y 1984), donde en contraste con las 4 primeras, una erupción como la del 3 de marzo, de solo 55 minutos de duración a través del conducto central, sin flujos superficiales de lava, y bajo la mínima acumulación de nieve estacional, es capaz de generar lahares a través de distintos cauces, a diferencia también de lo ocurrido el año 1984, donde hubo flujos superficiales de lava sin la generación de lahares. Se puede discutir entonces, que para el caso de erupciones

MuestraD al

origen [km]

Distribución de tamaños

Grupo textural

Promedio (χ)

Selección (σ)

Tipo de flujo*

LB090515-1

5,6 Unimodal, MPS

GA -0,319 2,331 Transición

LB090515-2

4,7Unimodal,

MPSGA -0,698 2,469 Transición

LB090515-3

10,7 Unimodal, PS AG 0,959 1,980 Hipercon_ centrado

LB100515-1

1,5 Unimodal, MPS

GA -0,717 2,309 Transición

LB100515-2

2,1Unimodal,

MPSGA -1,270 2,135

De detritos/ Transición

LB100515-3

3,5 Unimodal, MPS

GA -0,413 2,533 Transición

LB130515-1

11,9Bimodal,

MPSALG 0,506 2,587 De detritos

LB130515-2

14,8 Unimodal, PS AG 0,512 1,910 Transición

GA: Grava arenosa; AG: Arena gravosa; ALA: Arena limos gravosaMPS: Muy Pobremente seleccionada; PS: Pobremente Selecionada

*: De acuerdo a Pierson & Scott (1985)

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hawaianas o estrombolianas débiles, la tasa eruptiva si sería un factor de control de primer orden, pues determinaría la tasa instantánea de transferencia de calor entre la lava y la cobertura nival/glacial, lo que a la vez controlaría la tasa de fusión de agua, y por lo tanto la disponibilidad instantánea de agua para desencadenar un flujo lahárico. Sin embargo en el caso de erupciones estrombolianas moderadas a vigorosas, independientes de su duración y tasa eruptiva podría generarse un tipo de movimiento en masa conocidas como avalanchas mixtas de hielo y roca, y que han sido descritas por Pierson & Janda (1994) en los volcanes Santa Helena, Nevado Del Ruiz, y por Manville et al. (2000) en el volcán Ruapehu. Flores (2014), plantea a este tipo de flujos como un proceso eruptivo probable bajo el escenario de una erupción estromboliana débil a moderada, y en donde la ladera de hielo/nieve tendería a perder estabilidad debido a procesos tales como: (1) pequeñas explosiones estrombolianas, que podrían fracturar o debilitar mecánicamente el glaciar y la cubierta de nieve; (2) emisión y acumulación de piroclastos, los que dependiendo de su forma y características geotécnicas, se deslizarían sobre la ladera al superar cierto ángulo crítico, o enfrentarse a un mecanismo gatillante; (3) formación de columna de gases y cenizas, la que generaría una transferencia de calor por convección entre ella y el hielo; y (4) le emisión de pequeños flujos de lava con tasas eruptivas inferiores a los 100 m3/s, las que aportarían en la fusión del agua pero que por sí solos no serían capaces de generar lahar. Los depósitos por su parte, muestran en ciertos tramos de menor pendiente y menor radio hidráulico, un nivel inferior con laminación paralela, con un abrupto cambio hacia su techo, a un nivel superficial sin estructuras y mal seleccionado. Esto podría indicar que el flujo comenzó con una fase hiperconcentrada, de pequeños pulsos de baja energía, que lograron formar depósitos solo en las zonas llanas, y seguido a esto y de manera súbita un pulso principal con comportamiento de flujo de transición. En cuanto a la validez de los resultados, fuentes de error sistemáticas podrían arrastrase de la toma de datos en terreno, por ejemplo al no elegir una sección representativa de un tramo, o la medición distorsionada de distancias horizontales y verticales. Para reducir esto, es básico contar con un buen número de perfiles, idealmente equi-espaciados (por ejemplo cada 1 km). Además la incorporación de instrumental topográfico de alta precisión como GPS diferencial o estaciones totales, reduciría los errores de medición. Sería interesante cuantificar la afectación sufrida por la cobertura de hielo y nieve, lo que podría lograrse con los insumos disponibles, como imágenes satelitales, modelos de elevación digital de alta resolución, fotografías de sobrevuelos, y antecedentes de campo post-erupción. Además, como desafío, se plantea entender de mejor

manera el comportamiento fluidodinámico del flujo, por ejemplo, evaluando el número de Reynolds o de Froude, u obtener valores como la viscosidad, o yield strength. Finalmente, los resultados aquí obtenidos pueden ser utilizados para la calibración e implementación de modelos numéricos/computacionales, que permiten realizar simulaciones de los flujos. Agradecimientos Se agradece la colaboración realizada en terreno por Lizette Bertin, Marlene Rubilar, y Laura Bono, y también, los aportes en el proceso de datos de David Cáceres y Alberto Utreras. Este trabajo ha sido realizado con recursos de la Unidad de Geología y Peligro Volcánico (UGPV) de la Red Nacional de Vigilancia Volcánica (RNVV), perteneciente al Servicio Nacional de Geología y Minería (SERNAGEOMIN). Referencias Cowan, W.L., 1956, Estimating hydraulic roughness coefficients:

Agricultural Engineering 377: 473–475 Folk, R. (1980). Petrology of Sedimentary Rocks. . Hemphill, Austin,

TX , 182 pp. Flores, F. 2014. Análisis cuantitativo del riesgo de inundación por

lahares en el volcán Villarrica: Métodos integrados de peligro y vulnerabilidad para la ciudad de Pucón, centro sur de Chile. Memoria de título, Universidad De Chile, 210 p.

Laenen, A., Hansen, R. P., 1988, Simulation of three lahars in the

Mount St. Helens area, Washington, using a one-dimensional unsteady-state streamflow model: U.S. Geological Survey Water-Resources Investigations Report 88-4004, 20 p.

Manville V., Hodgson K.A., Houghton B.F., Keys J.R., White J.D.L.,

2000. Tephra, snow and water: complex sedimentary responses at a cone volcano, Ruapehu, New Zealand. Bulletin of Volcanology 62: 278–293.

Muñoz-Salinas E., Renschler C.S., Palacios D., 2009. A GIS-based

method to determine the volumen of lahars: Popocatépetl volcano, Mexico. Geomorphology 111: 61-69.

Pierson, T.C., Costa, J.E. 1987. A rheologic classification of subaerial

sediment-water flows. En Costa, J.E., Wieczorek, G.E. (Eds.), Debris Flow/Avalanches: Process, Recognition, an Mitigation. Geological Society of America. Review Engineering Geology, USA: 1-12.

Pierson, T.C., Janda, R.J., 1994. Volcanic mixed avalanches: a

distinct eruption-triggered mass-flow process at snow-clad volcanoes. Geological Society of American Bulletin 106: 1348–1351.

Pierson, T.C. y Scott, K. M. (1985). Downstream dilution of a lahar: Transition from debris flow to hyperconcentrated streamflow. Water Resources Research 21: 1511-1524.

Fallout deposits of the 22-23 April 2015 eruption of Calbuco volcano, Southern Andes

Andrea Segura*1, Angelo Castruccio1, Jorge Clavero2,3, JL Le Pennec4, O Roche4, P Samaniego4, Bárbara Droguett2, Jorge Romero5

1 Departamento de Geología, Universidad de Chile 2 Amawta Geoconsultores Ltda 3 Escuela de Geología, Universidad Mayor 4 IRD, UR 163 Laboratoire Magmas et Volcans, Université Blaise Pascal, Clermont-Ferrand, France 5 Departamento de Geología, Universidad de Atacama *e-mail: andrea.segura@ug.uchile.cl

Abstract The 22-23 April 2015 eruption of Calbuco volcano generated a series of pyroclastic deposits, among them a fallout distributed towards the NE. Four distinct layers were distinguished within the fallout deposit. The lower two layers (0 and 1 in this work) are associated to the first pulse of the eruption in the evening of April 22nd, while the upper two layers (2 and 3) are associated to the second pulse that occurred early on April 23rd. The fallout pumice (both vesicular and dense juveniles) has porphyritic texture with plagioclase, orthopyroxene and clinopyroxene phenocrysts, within a glassy vesicular groundmass. Preliminary whole rock chemical analyses show a medium K basaltic andesite composition (54.6 – 55.5 % SiO2), while microprobe analyses show that the glass composition ranges from andesite to dacite (60.1-64.0% SiO2). The estimated total deposit volume of both episodes is estimated in 0.38 km3 (non-DRE). According to our estimations, approximately a 40% was emitted during the first pulse and 60% during the second episode. Key words: Fallout, Calbuco, 2015 eruption, Southern Andes 1 Introduction Calbuco is an active and hazardous volcano located in the southern Andes of Chile (Stern et al., 2007), whose last eruption before the April 2015 event, occurred in 1961 (Petit Breuilh, 1999). Its evolution is mainly characterized by the extrusion of silicic andesite lavas and domes and their associated pyroclastic flows (mainly block-and-ash and blasts), as well as cold and hot lahars (López et al., 1992; Hickey-Vargas et al, 1995; Castruccio et al., 2010; Castruccio and Clavero, 2015; Sellés and Moreno, 2011). A distinctive hummocky terrain is well developed on its lower northern flank associated to two sector collapses that affected the volcano in postglacial times (Clavero et al., 2008). According to its evolution, geochemistry and historical eruptive activity, Calbuco is considered to be one of the most hazardous active volcanoes in the Chilean Andes (Petit Breuilh, 1999; Clavero et al., 2008;

Castruccio and Clavero, 2015), as it has generated subplinian eruptions in historical times (1893-1895; 1929 and 1961) as well as suffered sector collapses in the Holocene. 2 22-23 April 2015 eruption Calbuco volcano started a new eruptive cycle during the 22 of April at 18:05 local time. Although reported seismicity increased above background levels only a couple of hours before the beginning of the eruption, regional reports (SERNAGEOMIN, 2015a) indicate a rise in the number of VT events beneath the volcano during the previous months. The eruptive column height of the first pulse reached 16 km in a few minutes (SERNAGEOMIN, 2015b). This first eruptive pulse lasted 1.5 h, with a plume dispersion to the NE. On 23 April at 1:00 local time, a second eruption generated a column that reached 17 km of altitude (SERNAGEOMIN, 2015c, d). This episode lasted 6 h approximately with the same plume dispersion to the NE than the first one. During these 2 pulses, pyroclastic flows reached 8 km from the vent in the NE and SW flanks and lahars reached the Chapo lake in the S flank (SERNAGEOMIN, 2015e).In the next days the activity decreased with sporadic events which generated weak plumes (< 2km high). On 30 April, at 13:08 local time a third pulse was generated with a 3-5 km column high and a SE dispersion. In the following weeks the eruptive and seismic activity decreased gradually and on 28 May the alert level was lowered to yellow. 3 Eruptive stratigraphy of the April 22-23, 2015 eruption on the NE flank The 22-23 April eruption generated a series of pyroclastic and lahar deposits distributed around the volcano. The following stratigraphic units, included in this work, correspond to those identified on the N-NE flanks of the volcano, in the Río Blanco-Río Hueñu Hueñu-Ensenada area. In this sector the units identified and shown in Fig. 1A correspond initially to a fallout deposit formed by 4 subunits (described in more detail below). Within this