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La deformación causada por los procesos dentro de un conducto volcánico es localizada, transitoria y, por tanto, difícil de medir. Sin embargo, las observaciones de estas deformaciones son importantes porque proporcionan información sobre las condiciones que preceden a la actividad explosiva, y son importantes para la evaluación de riesgos.
Aquí, presentamos mediciones de la deformación transitoria de baja magnitud que cubre un área de ∼4 km2 en el volcán Masaya que abarca un período de erupciones explosivas (30 de abril-17 de mayo de 2012). El levantamiento radial de 24 días de duración y los desplazamientos máximos de unos pocos milímetros se produjeron en el mes anterior a la erupción, pero cambiaron a la subsidencia ∼27 días antes del inicio de la erupción explosiva el 30 de abril. El levantamiento se reanudó durante, y continuó durante ∼16 días después del final del período de erupción explosiva. Utilizamos un enfoque de modelado de elementos finitos para investigar una serie de posibles geometrías de origen para esta deformación, y encontramos que los cambios en la presurización de un conducto a 450 m por debajo de la ventilación de la superficie (radio 160 m y longitud 700 m), rodeado por un halo de material brechificado con un módulo de Young de 15 GPa, dio un buen ajuste a los desplazamientos InSAR. Proponemos que la secuencia de deformación pre-eruptiva en Masaya es probable que haya sido causada por el movimiento del magma a través de una constricción dentro del sistema de conductos poco profundos.
Aunque la medición de los desplazamientos asociados a los procesos de conductos sigue siendo un reto, los nuevos conjuntos de datos InSAR de alta resolución permitirán cada vez más la medición de señales de deformación transitoria y de menor magnitud, mejorando la aplicabilidad del método para observar las transiciones entre la actividad volcánica caracterizada por un sistema de conductos abierto y uno cerrado.
Introducción
Los volcanes que transitan entre el comportamiento efusivo y el explosivo suponen una amenaza para las comunidades cercanas, pero la dinámica que subyace a esta transición no está bien definida (Dingwell, 1996, Gonnermann y Manga, 2003). El comportamiento eruptivo característico de un volcán depende de la velocidad de ascenso del magma, que a su vez está determinada por las geometrías del subsuelo, las propiedades físicas del magma y las sobrepresiones dentro del sistema (Woods y Koyaguchi, 1994, Dingwell, 1996, Gonnermann y Manga, 2007). La actividad eruptiva también puede relacionarse a veces con los cambios en la estructura del conducto, y en particular con el hecho de que el sistema de tuberías de magma esté abierto o cerrado a la atmósfera. Los sistemas de conductos abiertos tienen una conexión sin restricciones entre el depósito de magma y la superficie, lo que permite que la altura del lago de lava actúe como manómetro (Patrick et al., 2015, por ejemplo, el lago de lava de la cumbre de Kı-lauea). Los volcanes que tienen una geometría de conductos que impide el libre flujo de gas y magma entre el depósito de magma y la superficie se conocen como sistemas de conductos cerrados (Worster et al., 1993, Tazieff, 1994). Se cree que las erupciones vulcanianas, que son violentas y de corta duración, se deben al cierre temporal del conducto por un tapón de magma frío y solidificado en el conducto que permite una acumulación de presión (Francis y Oppenheimer, 2004). Estos tapones se observan más comúnmente en volcanes silícicos, que tienen magmas de alta viscosidad (Albino et al., 2011, por ejemplo, Colima), pero también se han encontrado formados dentro de sistemas volcánicos basálticos (Lyons y Waite, 2011, por ejemplo, Fuego). La presencia de un lago de lava efímero indica que un volcán transita entre un sistema de conductos abiertos y cerrados (Tazieff, 1994), apareciendo o desapareciendo el lago de forma cíclica (periódica) o acíclica (Barker et al., 2003, Witham y Llewellin, 2006, Hirn et al., 2008).
El volcán Masaya, en Nicaragua, es un excelente ejemplo de un volcán que alterna entre el comportamiento efusivo y el explosivo. Tiene un alto flujo de gas persistente y contiene un lago de lava efímero, lo que sugiere que el sistema de conductos puede transitar entre condiciones abiertas y cerradas. En este estudio, utilizamos datos satelitales de alta resolución temporal (1-14 días) para captar los procesos transitorios de los conductos. Las adquisiciones del Radar de Apertura Sintética (SAR) de COSMO-SkyMed (CSK) se obtuvieron sobre el volcán Masaya durante un periodo de actividad explosiva y sin lago de lava (30 de abril-17 de mayo de 2012). Presentamos mediciones de la deformación en Masaya durante 7 meses que abarcan la erupción explosiva. Utilizamos modelos de elementos finitos (FEM) para investigar las posibles geometrías de las fuentes de deformación y discutir los posibles mecanismos de deformación.
Procesos de deformación superficial
Los desplazamientos causados por los procesos transitorios en los conductos volcánicos son localizados y de corta duración, por lo que rara vez son captados por el Radar de Apertura Sintética Interferométrica (InSAR) (por ejemplo, Wadge et al., 2006). Un pequeño número de estudios han captado la deformación y las señales sísmicas causadas por los procesos de los conductos, principalmente a través de mediciones sísmicas de inclinación y de banda ancha (Dzurisin et al., 1983, Chadwick et al., 1988, Rowe et al., 1998, Iguchi et al., 2008, Anderson et al., 2010, Voight et al., 2010, Albino et al., 2011, Lyons y Waite, 2011, Pinel et al., 2011, Lyons et al., 2012, Salzer et al., 2014, Mothes et al., 2015) (véase la tabla suplementaria 1).
Los modelos desarrollados para explicar la deformación del suelo resultante de los procesos del conducto implican cambios en la dinámica del flujo dentro del conducto volcánico, que generan tensiones de cizallamiento y normales (por ejemplo, Chadwick et al., 1988, Bonaccorso y Davis, 1999, Beauducel et al., 2000, Green et al., 2006), y/o cambios en las cargas superficiales debido al crecimiento o colapso del domo (por ejemplo, Beauducel et al., 2000). Los primeros modelos analíticos desarrollados para describir el inflado de un conducto vertical incluyen una tubería cerrada a presión, una tubería dislocada y patrones de inflado-deflado de un conducto vertical, que se demostró que se debían a la eliminación de un bloqueo dentro de la tubería (Bonaccorso y Davis, 1999). Los experimentos numéricos realizados por Albino et al. (2011) para examinar el campo de deformación debido a la evolución del tapón dentro de un conducto mostraron que la contribución del flujo del conducto de magma al campo de deformación radial sólo es significativa para distancias inferiores a 0,2 de la longitud del conducto (por ejemplo, a 200 m de distancia del respiradero para un conducto de 1 km de longitud), con una contribución casi insignificante al campo de desplazamiento vertical a distancias superiores a unos cientos de metros del respiradero.
En el caso del emplazamiento de un tapón dentro de un conducto, hay dos mecanismos potenciales para la eliminación del tapón (Albino et al., 2011): (1) transición stick-slip resultante de cambios en la sobrepresión bajo el tapón (Lensky et al., 2008) o condiciones de fallo frágil del magma (Collier y Neuberg, 2006), y (2) cambios en la permeabilidad de la pared del conducto que impiden la desgasificación lateral y eliminan el tapón ya sea reduciendo su longitud o su contraste de viscosidad (Edmonds et al., 2003, Iguchi et al., 2008).
Estudios previos sobre el desplazamiento preeruptivo
La deformación relacionada con los procesos de conductos se ha observado principalmente días a segundos antes del inicio de las explosiones (por ejemplo, Dzurisin et al., 1983, Chadwick et al., 1988, Rowe et al., 1998, Anderson et al., 2010, Voight et al., 2010, Albino et al., 2011, Lyons y Waite, 2011, Iguchi et al., 2008, Salzer et al., 2014, Mothes et al., 2015). Esto ha incluido la inflación, marcando una transición entre un conducto abierto y uno cerrado, por ejemplo ∼7 h antes del inicio de las erupciones en Colima (Salzer et al., 2014), pero sólo unos segundos antes de la erupción en el Erebus (Rowe et al., 1998). Otra característica común en varios volcanes es la contracción dentro del conducto antes o al inicio de la actividad explosiva (por ejemplo, Voight et al., 2010, Iguchi et al., 2008, Lyons y Waite, 2011, Mothes et al., 2015). En los volcanes Sakurajima, Semeru y Suwanesojima, la inflación se produjo minutos antes de la actividad explosiva, seguida de la contracción de unos minutos a inmediatamente antes de que se produjeran las explosiones (Iguchi et al., 2008). Del mismo modo, se han observado ciclos de presurización-depresurización previos a la actividad explosiva en el volcán Soufrière Hills, en el Monte Santa Helena y en Fuego (Anderson et al., 2010, Voight et al., 2010, Lyons y Waite, 2011). La interpretación general de estos ciclos de presurización es el emplazamiento de tapones y su posterior retirada cuando la sobrepresión superó la resistencia del tapón. El ascenso del tapón dentro del conducto también ha sido registrado por inclinómetros en elevación como un patrón de levantamiento-subsidencia (Mothes et al., 2015, por ejemplo, Tungurahua). Otros estudios han encontrado que los esfuerzos de cizallamiento proporcionan una mejor explicación para los desplazamientos radiales dentro del conducto en el Monte Santa Helena (período de observación 1981-1982), el Monte Merapi y el Volcán Soufrière Hills (Dzurisin et al., 1983, Chadwick et al., 1988, Beauducel et al., 2000, Green et al., 2006).
Entorno geológico del volcán Masaya
El volcán Masaya (11.984N, 86.161W, 635 m) es una caldera basáltica localizada en el suroeste de Nicaragua, y contiene el Lago Masaya, y varias fosas de cráter anidadas (a saber, San Pedro, Nindirí, Santiago, Masaya) y conos (a saber, Nindirí, Masaya) (Rymer et al., 1998, Delmelle et al., 1999, Williams-Jones, 2001, Duffell et al., 2003 ver Fig. 1). Las fallas anulares que se observan en una sección expuesta de la fosa del cráter Nindirí bucean hacia fuera del cráter con un ángulo de ∼ 80° (Rymer et al., 1998, Harris, 2009). Las líneas rojas discontinuas en la Fig. 1 indican la ubicación inferida de una falla anular más grande dentro de la caldera, a lo largo de la cual también se encuentran los respiraderos más recientes de Masaya (Crenshaw et al., 1982, Rymer et al., 1998, Mauri et al., 2012, Caravantes González, 2013, Zurek, 2016). Sin embargo, la ubicación y orientación exactas de esta falla anular mayor no han sido bien delimitadas. Varios perfiles construidos con métodos geofísicos de campo (magnetismo y electromagnetismo de muy baja frecuencia (VLF)) sugieren que la falla anular está inclinada hacia el interior de la caldera (Caravantes González, 2013).
