NOTA BREVE

Depósito de corriente piroclástica reciente (1963-64 AD? - 1976 AD?) del volcán Copahue (I): evidencias geológicas de campo y edad radiocarbónica

 

Ivan A. Petrinovic¹, Leandro D´Elia², Gerardo Páez³, Catalina Balbis⁴, Silvina Guzmán⁵, Gustavo Villarosa⁶ y Roberto Carniel¹

¹ CICTERRA (CONICET-UNC) - Fac. Cs Exactas Fis. y Naturales - Ciudad Universitaria - X5016GCA - Cordoba - Argentina. TEL/FAX: (0351) 5353800 int. 30236. E-mail: ipetrinovic@efn.uncor.edu
² CIG (CONICET-UNC) - La Plata.
³ INREMI (UNLP) - La Plata.
⁴ UNC - Córdoba.
⁵ IBIGEO (CONICET-UNSa) - Salta.
⁶ INIBIOMA (CONICT-UNCOMA) - Bariloche.

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Resumen

Se describe un depósito atribuido a una corriente piroclástica sobre los flancos NE, E y SE del volcán Copahue. La datación radiocarbónica (F = 1.3678 ±0.0075) permite asignarle dos edades eruptivas posibles 1963-64 AD y 1976 AD (1961 AD?). Estimamos su importancia en la asignación de peligro volcánico del Copahue.

Palabras clave: Copahue; PDC; Peligro volcánico; Edad radiocarbónica.

Abstract

A recent pyroclastic density current (1963-64 AD? - 1976 AD?) from the Copahue volcano (I): Field geological evidences and radiocarbon age
We describe a historical pyroclastic deposit attributed to a pyroclastic density current (PDC) in the NE, E and SE flanks from the Copahue volcano. The radiocarbon dating (F = 1.3678 ±0.0075) enable to correlate this pyroclastic deposit with two possible eruption times 1963-64 AD and 1976 AD (1961 AD?). We consider its importance to assess the volcanic hazard of the Copahue volcano.

Keywords: Copahue; PDC; Volcanic hazard; Radiocarbon age.

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INTRODUCCIÓN

El volcán Copahue ha tenido al menos seis ciclos eruptivos con registro histórico, los mismos corresponden a: 2012, 2001(?), 2000, 1992, 1961, 1937, 1867(?), 1759 (?) y 1750 (Pesce 1989; Linares et al. 1999; Varekamp et al. 2001, 2006; Polanco 2003; Melnick et al. 2006; Agusto et al., 2013. Únicamente tres de estas erupciones cuentan con descripciones geológicas, y corresponden a las de 1992 (Delpino y Bermúdez 1993), la de 2000 (Naranjo y Polanco 2004) y la de 2012 (Petrinovic et al. en prensa). Estos estudios han constituido la base para el desarrollo del mapa de riesgo de este volcán (Delpino y Bermúdez 1995). Este mapa de riesgo incluye: i) emisión de gases, ii) caída de cenizas leves dispersadas regionalmente, iii) caída de bloques y bombas balísticas que afectarían a los entornos inmediatos al cráter y iv) lahares (como los producidos en la erupción de 1992) que descenderían desde las nacientes de los ríos y arroyos que nacen en las laderas del volcán, pero no incluye corrientes piroclásticas. Dado que el área de dispersión y el grado de afectación de las corrientes piroclásticas es drásticamente superior a las producidas por los lahares, establecer la posibilidad de ocurrencia de las mismas constituye un factor de gran importancia.
Por otra parte, las erupciones previas a 1992 -como las de 1937 y 1961- son poco conocidas, tanto en base a reportes, como al registro geológico (limitado por la baja preservación que tienen los productos volcánicos de volumen reducido en el ambiente andino). Por ello, brindamos a continuación información referida al significativo hallazgo de un depósito de una corriente piroclástica ocurrida en las últimas décadas.

El depósito

En base a trabajos de campo realizados desde el año 2007, se detectó la presencia de depósitos de corrientes piroclásticas a lo largo del cauce del río Agrio (Petrinovic 2008) y se describieron algunas de sus características (Petrinovic et al. 2010). Posteriormente, se han individualizado distintas unidades depositadas por PDC en las márgenes del río Agrio y del río Dulce, atribuidas a ciclos eruptivos individuales; todas con características similares, tanto composicional como texturalmente, lo cual indica una recurrencia del proceso formador. El depósito de corriente piroclástica motivo de esta contribución, es el más reciente en el registro estratigráfico del volcán Copahue.
Se reconocen afloramientos en el río Agrio (Fig. 1a y 1b), en las nacientes del arroyo Dulce (Fig. 1a y 1c), en las nacientes del río Lomin (ladera S del volcán) y en las nacientes de la arroyada que desemboca en las Lagunas Mellizas (Fig. 1a). Hoy día los afloramientos más distales alcanzan las nacientes del arroyo Dulce y el quiebre de dirección hacia el E del río Agrio (Fig. 1a). Los afloramientos sobre el río Agrio resumen las características más destacables del depósito, y permiten inferir los mecanismos eruptivos, de transporte y deposicionales ocurridos. Estos depósitos fueron previamente mencionados como depósitos clásticos blanquecinos producto de lahares, ocurridos en 1992 (Polanco 2003: pág. 32; Fig. 7). No obstante, los lahares generados en 1992 removilizaron bombas de escoria de composición andesítica, acumuladas por proyección balística en los entornos de la boca eruptiva en época invernal (Fig. 1d) los que únicamente se preservan en las nacientes del río Lomín como afloramientos saltuarios muy reducidos.

Figura 1: a ) A floramientos de los depósitos de la corriente piroclástica densa reconocidos; b) Afloramientos del depósito en las nacientes del arroyo Dulce; c) Afloramientos vistos desde el nacimiento del río Agrio (al fondo el volcán Copahue y su cono de escoria moderno); d) Lahar de escorias producido durante la erupción de 1992, vistos al día siguiente de su depositación (foto cortesía de Don Higinio del Monte); e) Sección genérica del depósito en facies lapillita fina, se observa su coloración grisácea, la naturaleza de los fragmentos y la granulometría de la matriz; f) Sección de la facies de ceniza con base estructurada y gradación inversa; g) Arbustos carbonizados y torcidos al paso de la corriente piroclástica; h) Foto del año 1930 mostrando el cráter del volcán Copahue (al fondo puede verse el glaciar que corona la laguna intracratérica), observar el cráter aportillado hacia el E desde donde nacía el río Agrio; i) Curvas de 14C troposférico regionales para el período 1955-2001 AD para cuatro zonas diferentes: Hemisferio Norte zonas 1, 2 y 3 y Hemisferio Sur (Hua y Barbetti 2004; Hua 2009). F (fracción de carbono moderno), con línea punteada se muestra el valor de F14C=1,3678 ± 0,0075 para los restos de arbustos carbonizados por la corriente piroclástica. Edades posibles: 1963-64 AD o 1976 AD.

El depósito de corriente piroclástica se presenta tanto en facies de lapillita fina clasto sostén con moderada selección (polimodal), como en facies de ceniza clasto sostén con buena selección. Ambas facies se caracterizan por la presencia de fragmentos juveniles escoriáceos de hasta 3 cm (en el caso de las facies de lapillita), sub-ecuantes con contornos irregulares. También caracteriza a ambas facies la presencia de fragmentos accidentales-accesorios de origen volcánico de hasta 5 cm (para las facies de lapillita) con distintos grados de redondeamiento y alteración hidrotermal, inmersos en una matriz de ceniza gruesa de color gris (Fig. 1e). Los fragmentos hidrotermalizados muestran texturas microcristalinas a criptocristalinas y definidos por un agregado silíceo poco cristalizado con textura sacarosa de cuarzo y azufre, penetrada pervasivamente por venillas finas con tridimita, cristobalita y arcilla. En todos los casos, el análisis composicional revela una elevada relación accidentales-accesorios/ juveniles.
Ambas facies se presentan con un aspecto masivo, sin un ordenamiento remarcable de los componentes; aunque en ocasiones muestran el desarrollo de una estratificación difusa marcada por capas de gradación inversa en las facies de lapilli, y una laminación en las facies de granulometría ceniza (Fig. 1f). Estas diferencias indicarían cambios en el régimen de transporte/deposición dentro de la corriente piroclástica y las características de su agradación respecto al relieve. Actualmente el depósito se presenta con un espesor máximo de alrededor de 30 cm. Los afloramientos muestran un ángulo de reposo que varía de acuerdo a su posición respecto al relieve previo; de esta manera en el cauce principal el depósito se presenta con ángulos de entre 5º y 10º, mientras que en las márgenes del mismo puede alcanzar ángulos de reposo cercanos a los 30º. Estas variaciones se ven reflejadas en los cambios en la estructura interna del depósito descriptos.
Como una característica particular de este depósito se destaca la evidencia de una temperatura de depositación lo suficientemente elevada como para carbonizar arbustos achaparrados a su paso, llegando incluso a torcerlos en el sentido de flujo de la corriente piroclástica (Fig. 1g). El análisis realizado en el Laboratorio de Tritio y Radiocarbono del Centro de Investigaciones Geológicas (CONICET-UNLP) arrojó una edad radiocarbónica convencional > Moderno (sensu Stuiver y Polach 1977). En función de la curva regional de 14C troposférico (período 1955-2001; Hua 2009), el valor obtenido de Δ14C‰ es de 357,44 ± 7,5 (Fracción de Carbono Moderno = 1.3678 ± 0.0075), lo que evidencia dos edades posibles, 1963-64 AD y 1976 AD para el depósito (Fig. 1i).
Considerando la superficie total de los afloramientos actuales, que corresponde aproximadamente a 1.450.000 m², y un espesor actual promedio de 0,2 m, el volumen total del depósito puede estimarse en unos 290.000 m³ (0,00029 km³). Este valor lógicamente corresponde a un volumen mínimo para el depósito dada la elevada erosión reconocida en la zona.

Consideraciones finales

Dada la naturaleza de los componentes, la geometría de los fragmentos, la ordenación interna del depósito, las evidencias de temperatura reconocidas y la disposición del depósito respecto al relieve, consideramos que el depósito descripto corresponde a una dense fluid-based PDC (Branney y Kokelaar 2002) con alta concentración de fragmentos hacia la base. En función de su distribución y volumen, se infiere que esta corriente se habría producido por el colapso inmediato de una columna eruptiva de poca altura (Lepore y Scarpatti 2012). Esta interpretación explica los rasgos principales del depósito y una configuración distinta del entorno cratérico al tiempo de la erupción -respecto a la actual- podría justificar la ausencia de registros en las inmediaciones del cráter. Al presente la zona cratérica está formada por un cono de escorias con bordes preservados, donde se destaca la abundancia de bloques balísticos acumulados (Fig. 1 c); sin embargo, con anterioridad al ciclo de 1992, los reportes orales indican que el cráter se encontraba aportillado al E y el Río Agrio se conectaba con la laguna cratérica (Fig. 1h: foto tomada en 1930).
La geometría de las vesículas de los fragmentos juveniles, la elevada relación accidentales/ juveniles y las características de los fragmentos accidentales hidrotermalizados, indicarían su proveniencia a partir de explosiones hidromagmáticas ocurridas a nivel subsuperficial, semejantes a las producidas recientemente en el registro eruptivo del volcán (Delpino y Bermúdez 1993; Petrinovic et al. en prensa).
La calibración mediante el Δ14C‰ obtenido indica dos edades posibles 1963-64 y 1976. Considerando este lapso de tiempo y dadas las menciones de actividad explosiva conocidas (2001, 2000, 1992, 1961, 1937, 1867, 1759 y 1750) podría corresponder a una corriente piroclástica producida durante el ciclo 1961, del cual no se tiene registro.
La posición de los afloramientos reconocidos, la naturaleza del evento volcánico y la edad del depósito son factores relevantes a considerar dentro de la asignación del riesgo volcánico en el área del volcán Copahue. El mapa de riesgo vigente contempla la posibilidad de lahares tanto en el arroyo Dulce como en el río Agrio; no obstante, las corrientes piroclásticas serían el proceso natural más importante, debido a su velocidad, a su temperatura y también al área de afectación, varios órdenes de magnitud superior al poder destructivo de un lahar. Dado que ésta no sería la única vez que el volcán Copahue produce corrientes piroclásticas (Petrinovic et al. 2008; Petrinovic et al. 2010), es posible que el evento se repita cuando se logren las condiciones necesarias (una fuente de magma en ascenso, conductos obturados, agua disponible para ser convertida en vapor al contacto del magma y una relación agua/magma que favorezca condiciones altamente explosivas). De darse las condiciones apropiadas, ocurrirían explosiones hidromagmáticas con alta carga de partículas, que serían expelidas a la atmósfera, las cuales incapaces de ser sustentadas por su alta densidad, colapsarían desplazándose a altas velocidades por las laderas del volcán. Dado que los depósitos reconocidos se encuentran parcialmente erosionados, y además representan la parte basal de la corriente piroclástica original que los depositó (sensu Branney y Kokelaar 2002), su hallazgo sugiere un área de afectación mucho mayor que la distribución actual de los afloramientos (Fig. 1a), hecho a tener en cuenta durante la evaluación de la susceptibilidad eruptiva del volcán Copahue. La posibilidad de que una corriente piroclástica hipotética se canalice o descienda en manto cubriendo el relieve depende de las condiciones iniciales de la erupción, para lo cual estamos desarrollando modelos numéricos y digitales que viabilicen diferentes escenarios eruptivos potenciales.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo se realizó en el marco del convenio CONICET-Legislatura del Neuquén"Análisis de la susceptibilidad eruptiva de los volcanes neuquinos", del PICT Raíces 265 y del SECyT 2012-2013 resol #360. Los autores agradecen a Cecilia del Papa por sus opiniones en el campo y las sugerencias sobre la primera versión del manuscrito. Agradecemos a la Dra. Corina Risso y a la Dra. Beatriz Coira y al Editor la revisión de la primera versión y todas sus sugerencias que mejoraron sustancialmente la calidad y claridad del trabajo.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Recibido: 9 de agosto, 2013
Aceptado: 10 de diciembre, 2013