Resumen

El monitoreo de la actividad volcánica es un desafío importante para la comunidad vulcanológica. En 2015, el volcán Cotopaxi entró en erupción por primera vez en 73 años. En este estudio, se discute el uso de la evaluación en tiempo real de las muestras de ceniza para complementar el monitoreo geofísico y evaluar la posible actividad eruptiva futura. Se recolectaron veinte muestras de ceniza de un sitio de monitoreo en el flanco oeste del volcán durante la erupción. La combinación del monitoreo en tiempo real de las muestras de ceniza y las técnicas tradicionales permitieron una comprensión más clara de los eventos que cuando se usó solo el monitoreo geofísico tradicional.

Fecha	2016
Formato	Artículo
Autores	Gaunt HE1, Bernard B1, Hidalgo S1, Proaño A1, Wright H2, Mothes P1, Criollo E3, Kueppers U4
Editora	Revista de Volcanología e Investigación Geotérmica
Colección	Journal of Volcanology and Geothermal Research 328 (2016) 134–146
Fuente	https://www.igepn.edu.ec/publicaciones-vulcanologia/bibl-cotopaxi/18848-gaunt-h-e-bernard-b-hidalgo-s-proano-a-wright-h-mothes-p-kueppers-u-2016/

Contenido

Reconocimiento de magma juvenil y dinámica eruptiva inferida del análisis de una serie cronológica de ceniza: El despertar del volcán Cotopaxi en el 2015

Resumen

La previsión de la actividad futura y evaluar los peligros durante la reactivación de los volcanes siguen siendo grandes retos para la comunidad vulcanológica. El 14 de agosto de 2015, el volcán Cotopaxi entró en erupción por primera vez en 73 años después de aproximadamente cuatro meses de actividad precursora, que incluyó un aumento de la sismicidad, emisiones de gases y deformaciones menores del suelo. Aquí discutimos el uso del monitoreo petrológico casi en tiempo real de muestras de ceniza como una ayuda complementaria al monitoreo geofísico, con el fin de inferir la dinámica de la erupción y evaluar la posible actividad eruptiva futura en el Cotopaxi. Se recolectaron veinte muestras de ceniza entre el 14 de agosto y el 23 de noviembre de 2015 de un sitio de monitoreo en el flanco oeste del volcán. Estas muestras contienen una variedad de tipos de granos que clasificamos como: cristales hidrotermales/alterados, líticos, juveniles y libres. Las proporciones relativas de estos granos evolucionaron a medida que avanzaba la erupción, con cantidades crecientes de material juvenil y una disminución del material alterado hidrotermalmente. En las muestras de la explosión inicial, los granos juveniles son vítreos, pobres en microlitos y contienen minerales hidrotermales (ópalo y alunita). El magma ascendente entró en contacto con el sistema hidrotermal en confinamiento, provocando explosiones hidromagmáticas que despejaron la parte superior del sistema de cañerías. Posteriormente, la columna magmática produjo una aureola térmica en el conducto y secó el sistema hidrotermal, permitiendo erupciones secas. Las tasas de ascenso del magma fueron lo suficientemente bajas como para permitir una desgasificación eficiente y el crecimiento de microlitos. El suministro constante de magma desde abajo provocó una interrupción casi continua del volumen de magma superior a través de una combinación de deformación por cizallamiento y expansión de gas. La combinación del aumento de la cristalinidad de los granos juveniles y el alto flujo medido de SO² indican tasas de ascenso de magma integradas decrecientes y limpieza del sistema hidrotermal a lo largo de las vías de transporte en un sistema abierto a la pérdida de gas. El monitoreo casi en tiempo real de las muestras de ceniza combinado con las técnicas tradicionales de monitoreo geofísico durante el despertar del Cotopaxi nos permitió obtener una comprensión mucho más clara de los eventos que cuando usamos solo el monitoreo geofísico tradicional.

1. Introducción

La reactivación de los volcanes andesíticos suele ir precedida de semanas a meses de aumento de la sismicidad, deformación y/o aumento de las emisiones de SO2 (Sparks, 2003). Esta actividad precursora puede incluir pequeñas explosiones y emisiones de ceniza (Cashman y Hoblitt, 2004). Estas explosiones se interpretan comúnmente como freáticas o freatomagmáticas, donde el calor del magma ascendente interactúa con el agua en el subsuelo, como en un sistema hidrotermal poco profundo (Macdonald, 1972 y Sheridan y Wohletz, 1981). El seguimiento de las señales geofísicas, geodésicas y geoquímicas de los volcanes ha mejorado enormemente nuestra capacidad para pronosticar e interpretar la actividad eruptiva presente e inminente. Con base en estos datos, el reconocimiento de patrones empíricos y los modelos deterministas y probabilísticos pueden usarse para pronosticar erupciones (Sparks, 2003). Estos pronósticos se pueden mejorar mediante la adición de monitoreo petrológico para investigar la naturaleza del material expulsado durante las primeras erupciones explosivas de pequeño volumen (Cashman y Hoblitt, 2004). Mediante la clasificación de los granos de ceniza en categorías litológicas y texturales, y el seguimiento de sus variaciones a lo largo del tiempo, se puede obtener información sobre la naturaleza de las explosiones, las profundidades de origen, el momento de formación de las vías desde el depósito de magma hasta la superficie y la velocidad a la que se producen. qué magma asciende a través de esa vía (Ersoy et al, 2006; Miwa et al, 2013; Wright et al, 2012). La caracterización cuantitativa de la ceniza incluye la medición del tamaño del grano, la composición mineral, la morfología del grano de la ceniza, la cristalinidad y la vesicularidad de las partículas y los componentes de los constituyentes (Cioniet al, 2014; Eychenne et al, 2012).

El reconocimiento de magma juvenil en cenizas puede ser difícil, especialmente donde las rocas más antiguas del edificio volcánico tienen una composición similar a lo largo del tiempo, o donde los fragmentos juveniles son altamente cristalinos (Pardo et al, 2014). Convencionalmente, la ceniza juvenil se distingue por una textura altamente vesicular y/o vítrea (Watanabe et al, 1999), ausencia de alteración generalizada y homogeneidad composicional y mineralógica (Cioni et al, 2008). Sin embargo, los estudios de las cenizas de las explosiones precursoras del Monte St. Helens antes de la erupción culminante del 18 de mayo de 1980 han demostrado que las texturas del material juvenil se ven muy afectadas por la descompresión y la cristalización impulsada por la desgasificación (Cashman y Hoblitt, 2004). La ceniza del Monte St. Helens solo se reconoció como juvenil después de que se descubrió que su textura era similar a los fragmentos del criptodomo expulsados ​​el 18 de mayo de 1980 y durante las erupciones posteriores. Desde entonces, se han reconocido fragmentos de ceniza altamente cristalinos y ricos en microlitos como magma juvenil en muchos volcanes de todo el mundo. Por ejemplo, en el volcán Sakurajima, la distinción entre fragmentos juveniles no se basa en la cristalinidad, sino en la textura superficial y el brillo (Miwa et al, 2009). Además, las texturas de los cristales pueden variar ampliamente dentro de una sola erupción (erupciones de Tungurahua de 1999–2006, Wright et al, 2012). Las texturas cristalinas de los materiales volcánicos están controladas por su historial de descompresión, desgasificación y enfriamiento. En grados relativamente altos de subenfriamiento (debido a un enfriamiento relativamente rápido, descompresión y/o pérdida de H2O), la nucleación de cristales domina sobre el crecimiento y los cristales resultantes son numerosos y de tamaño pequeño (Hammer y Rutherford, 2002 y Shea y Hammer, 2013). Por lo tanto, los cristales pequeños o microlitos (<40 μm) brindan información importante sobre los procesos magmáticos justo antes o durante la erupción. Por ejemplo, se encontró que la cristalinidad disminuye con: 1) el aumento de la tasa de suministro de magma y, por lo tanto, el estilo de erupción en los volcanes Etna, Tungurahua y Eyjafjallajökull (Taddeucci et al, 2004; Wright et al, 2012 y Cioni et al, 2014), 2) disminución del intervalo de reposo (y, por lo tanto, posible tiempo de residencia superficial) en el volcán Pinatubo antes de su erupción climática (Hammer et al, 1999), y 3) aumento de la tasa de efusión de lava en el volcán Unzen (Nakada y Motomura, 1999).

El despertar del volcán Cotopaxi en agosto de 2015 brinda una oportunidad excepcional para estudiar la evolución temporal de las cenizas a través de las etapas iniciales de una nueva actividad eruptiva. Las primeras muestras de ceniza se recogieron inmediatamente después de las explosiones iniciales y se tomaron muestras con frecuencia durante los tres meses y medio de actividad eruptiva. Utilizamos técnicas estándar de análisis y caracterización para rastrear los cambios en el material en erupción. El análisis del microscopio electrónico de barrido (SEM) de las secciones frescas y pulidas se combinó con el análisis de componentes con un microscopio estereoscópico para mostrar la evolución de la textura y la composición de la ceniza. Usamos estas observaciones para identificar magma juvenil e informar la discusión sobre la dinámica eruptiva y la importancia de monitorear continuamente los productos eruptivos como una ayuda complementaria al monitoreo geofísico clásico y el pronóstico de erupciones.

2. Volcán Cotopaxi

El volcán Cotopaxi es un estratovolcán cubierto de hielo de 5987 m de altura ubicado en la cordillera oriental de los Andes ecuatorianos (Fig. 1A). El volcán se encuentra a 50 km al sur de la ciudad capital de Quito, Ecuador y ha producido productos eruptivos tanto andesíticos como riolíticos durante su historia de ~560 000 años (Hall y Mothes, 2008). El vulcanismo andesítico ha dominado la historia eruptiva del Cotopaxi durante los últimos 4400 años, produciendo flujos de lava andesítica, caídas de lapilli y ceniza, flujos piroclásticos y desencadenando lahares con distancias de salida de hasta 325 km (Mothes y Vallance, 2015). Cotopaxi ha entrado en erupción varias veces dentro del registro histórico, produciendo erupciones plinianas y fases de larga duración de actividad eruptiva variablemente explosiva (Pistolesi et al, 2011). Con base en relatos históricos, varias de estas fases eruptivas comenzaron con muchos meses de actividad precursora. Sin embargo, dichas alteraciones no siempre han llevado a erupciones. En 2001–2002, ocurrió un período de disturbios geodésicos y sísmicos en Cotopaxi, incluida una intrusión inferida de 20 × 10⁶ m³ de magma (Molina et al, 2008; Hickey et al, 2015).

Se han registrado cinco ciclos eruptivos durante el período histórico (desde 1532) con paroxismos que oscilan entre VEI 3 y 4 (Pistolesi et al, 2011). Las erupciones más intensas ocurrieron en 1532–1534, 1742–1744, 1766–1768, 1853–1854 y 1877. Con la excepción del evento de 1853, cada uno de los otros períodos eruptivos resultó en eventos VEI 4, que incluyeron caídas de ceniza y lapilli en la región, flujos piroclásticos y especialmente la generación de grandes lahares. Los volúmenes típicos de precipitación de tefra son de 0,1 a 0,2 km³ (DRE) (Barberi et al, 1995; Hall and Mothes, 2008; Pistolesi et al, 2011). Con base en registros históricos y estratigrafía, la actividad eruptiva en Cotopaxi sigue períodos de reposo que oscilaron entre 200 años y apenas 22. La actividad pasada incluyó algunos grupos de eventos, separados por períodos más largos de inactividad (Hall y Mothes, 2008 y Pistolesi et al, 2011). Las erupciones comúnmente comenzaron con explosiones volcánicas que limpiaban los respiraderos y producían abundante roca alterada que tapaba los conductos. Posteriormente, después de la apertura inicial del conducto, se presenta actividad subpliniana a pliniana, durante la cual se produjeron caídas regionales de ceniza y lapilli, en su mayoría dirigidas al oeste y noroeste del cono y depositando una capa de ceniza de varios milímetros de espesor en Quito (Hall and Mothes, 2008). Antes de la erupción del Cotopaxi en junio de 1877, los sonidos de detonación producidos por el gas ascendente rompiendo el tapón del conducto eran lo suficientemente fuertes como para haber sido escuchados en Pasto, Colombia y Guayaquil, Ecuador (ambos a más de 250 km de distancia) (Hall and Mothes, 2008). Estos fuertes auges ocurrieron un día antes del inicio de la erupción principal (VEI 4) el 26 de junio de 1877. Los magmas históricamente erupcionados del Cotopaxi generalmente comprenden dos andesitas de piroxeno con 57–62% en peso de SiO₂, 1.2–1.7% en peso de K₂O y un conjunto de fenocristales. que incluye plagioclasa, hipersteno, augita, magnetita y olivino (Hall and Mothes, 2008).

2.1. El despertar 2015 del Cotopaxi

El extenso monitoreo del volcán Cotopaxi realizado por el Instituto Geofísico (IG) de la Escuela Politécnica Nacional (Quito, Ecuador), documenta cambios observacionales y geofísicos en el sistema volcánico en el tiempo. El período actual de agitación volcánica comenzó en abril de 2015. Un aumento en el número de eventos sísmicos de período largo (LP) en tiempo y tamaño (Fig. 2) a principios de abril, junto con pequeños cambios pero definidos en la deformación de los flancos del volcán (≤1,5 cm, datos del inclinómetro) señalaron el inicio de esta nueva fase eruptiva. En mayo, el flujo de SO₂ del cráter de la cumbre también comenzó a aumentar, con valores que aumentaron desde un nivel inferior a 100 toneladas/día hasta 3000 toneladas/día (Hidalgo et al, 2016). Esto coincidió con el período de máxima frecuencia de eventos LP (>160 LP el 28 de mayo (Informe Especial IGEPN número 22, 6 de noviembre de 2015)) y fue seguido, el 4 de junio, por la primera aparición de temblor sísmico. A partir del 10 de junio se observaron pequeñas columnas de humo y gas. Dentro de las columnas, se detectaron tanto BrO como HCl (desde agosto) y las mediciones de Multi-GAS en el aire indicaron que el SO₂ formaba el 99% del azufre total (H₂S + SO₂) (Hidalgo et al, 2016). La actividad sísmica disminuyó en general durante las primeras semanas de junio y se mantuvo en un nivel más bajo, aunque aún por encima del fondo, durante todo julio y las primeras 2 semanas de agosto. Además, un lago de color verde apareció durante las últimas semanas de julio según lo informado por los escaladores. El 14 de agosto, un enjambre de terremotos VT (magnitud <2.7) precedió a las primeras explosiones de la cumbre por 12 h. Estas explosiones iniciales ocurrieron a las 04:02 y 04:07 (UTM-5), produciendo una columna de ceniza y gas de hasta 8 km de altura. Ceniza fina cayó sobre las comunidades locales al noroeste del volcán cubriendo más de 500 km² (Bernard et al, 2016). El 14 de agosto ocurrieron cuatro eventos posteriores de emisión de ceniza, a las 10:25, 13:45, 14:28 y 16:27. Estas explosiones coincidieron con la emisión de ceniza volcánica y fuertes emisiones de gases, con emisiones de SO₂ de hasta 12.000 a 24.000 toneladas/día durante la semana siguiente (Hidalgo et al, 2016). Cuatro fases de emisión de ceniza ocurrieron entre agosto y noviembre, dentro de las cuales existen períodos de alta o baja emisión de ceniza (Fig. 2), Fase 1: 14 de agosto al 15 de agosto, Fase 2: 15 de agosto al 2 de octubre, Fase 3: 2 de octubre al 4 de noviembre y Fase 4: 4 de noviembre al 30 de noviembre. La transición entre la Fase 1 y la Fase 2 estuvo marcada por un cambio de emisiones explosivas durante la primera fase (definida por señales sísmicas de explosión con señales de infrasonido asociadas) a emisiones pasivas en la segunda fase (definida por la emisión de señales sísmicas de tremor). Durante la segunda fase, ocurrieron casi cuatro semanas de emisiones de ceniza casi continuas, donde las emisiones individuales duraron entre una hora y >24 h en un momento separado por horas de emisiones de gas/ceniza de bajo nivel (Fig. 1B). La cantidad de ceniza en el penacho se redujo drásticamente durante la semana que comenzó el 11 de septiembre de 2015, lo que coincidió con una disminución en la señal de temblor de emisión y un aumento en la tasa de eventos de VT a 220 eventos por día (Fig. 2). Las tasas de emisión de SO₂ fluctuaron significativamente durante este período, pero se mantuvieron relativamente altas, entre 3000 y 10 000 toneladas/día. Se tomaron múltiples mediciones de temperatura del penacho de ceniza con una cámara IR durante el transcurso de la segunda fase eruptiva con un máximo de 200 °C registrado el 5 de septiembre. Una tercera fase de emisiones de ceniza intermitentes de menor intensidad comenzó el 4 de octubre de 2015 después de un período de cuatro semanas de altas tasas de sismicidad VT. Se produjeron explosiones discretas e intermitentes durante este período, pero no se asociaron con ninguna emisión de cenizas de volumen significativamente alto. Una cuarta fase de emisiones de cenizas de bajo nivel ocurrió del 4 al 30 de noviembre de 2015, que produjo una cantidad mucho menor de cenizas y pequeños eventos transitorios (Bernard et al, 2016). A principios de 2016, la actividad superficial se limitaba principalmente a la emisión de gas y vapor de agua, aunque las tasas de sismicidad de VT se mantuvieron altas. La última emisión de ceniza se observó el 24 de enero pero no dejó un depósito observable. El volumen total de ceniza producido por esta serie de actividades es de 8,6 × 105 m³ (Bernard et al, 2016).

3. Recolección de muestras y metodología

El transporte de ceniza volcánica depende de las condiciones atmosféricas, especialmente de la velocidad y dirección del viento. El transporte atmosférico de cenizas introduce un efecto de clasificación (ej, a través de diferencias de tamaño y densidad) y el muestreo de cenizas distales puede introducir grandes errores en los análisis debido a la eliminación de diferentes componentes (Eychenne et al, 2013). Para garantizar que el análisis de cenizas sea lo más preciso posible, es importante elegir un sitio de muestreo lo suficientemente cerca del volcán y dentro del eje principal de deposición para reducir los efectos de clasificación. BNAS es una estación sísmica (mantenida por el IG) ubicada en el flanco occidental del volcán, aproximadamente a seis kilómetros de la cumbre (Fig. 3A). Entre agosto y diciembre cayó una masa acumulada de 18.800 g/m² de ceniza en la estación BNAS (Fig. 3C). En comparación, los sitios de muestreo BREF, ubicados a solo 3 km del cráter en el flanco norte y San Elías, ubicado a 11,5 km del cráter en el flanco suroeste acumularon 200 g/m² y <100 g/m² respectivamente (Fig. 3C). La proximidad de BNAS a la cumbre y su posición directamente debajo del eje principal de la columna de cenizas lo convierte en un sitio de muestreo ideal para minimizar los efectos de la clasificación por densidad en la columna. Se recolectaron muestras de ceniza cada dos a cuatro días durante las primeras cuatro semanas de actividad (14/08/2015–11/09/2015) de un panel solar en la estación de monitoreo BNAS. Durante este período se recolectaron un total de 11 muestras (Cuadro 1). El 26 de agosto, se instaló un medidor de cenizas (cf., Bernard, 2013) en la estación sísmica BNAS para recolectar y monitorear con mayor precisión la cantidad y el carácter de las cenizas emitidas (Fig. 3B). La ceniza recolectada con los medidores de ceniza es representativa de aproximadamente 1 semana de caída de ceniza. Durante la última parte de la Fase 2 hubo un período de tres semanas de bajas emisiones de cenizas (09/12/2015–10/02/2015), durante el cual se recolectaron dos muestras del cenizómetro. Durante la Fase 3 (10/02/2015 a 11/04/2015) se recolectaron cuatro muestras del medidor de cenizas, dos muestras durante las primeras dos semanas de altas emisiones de ceniza y dos durante las siguientes dos semanas de bajas emisiones. Durante la Fase 4 de las emisiones de cenizas (4/11/2015–30/11/2015), se recolectaron dos muestras del cenizómetro. En total, se recolectaron 20 muestras de erupciones del 14 de agosto al 23 de noviembre de 2015.

Una vez recolectadas, las muestras de ceniza primero se secaron en un horno durante la noche a 40 °C y luego la mitad de la cantidad de cada una de las muestras se tamizó manualmente a 63 μm (a la mitad de phi) para determinar la distribución del tamaño de grano y comparar los componentes entre fracciones de tamaño consistente. La fracción nominalmente inferior a 63 μm se analizó mediante difracción láser en la Ludwig-Maximilians-Universität (LMU) de Múnich, Alemania. Se midieron 2–3 alícuotas de aproximadamente 0,1 g para cada muestra en un Coulter LS230 para garantizar la reproducibilidad. Para muestras pequeñas (<5 g de ceniza), se tamizó toda la alícuota y luego se analizó. Se obtuvieron distribuciones de tamaño de grano de 14 muestras combinando el tamizado manual a intervalos de 0,5 Φ (Φ = −log2d, donde d es el diámetro de la partícula en milímetros) de −2 a 4 Φ (4 mm–63 μm) y difracción láser análisis para partículas de >3,5 Φ, de forma que ambas técnicas analíticas analizan la fracción entre 3,5 y 4 Φ (90 y 63 μm) siguiendo la metodología presentada en Eychenne et al (2012). Los granos entre 355 y 500 μm de tamaño fueron seleccionados para el análisis de componentes porque este rango de tamaño comúnmente contiene granos >300 y este tamaño es lo suficientemente grande como para permitir una rápida identificación de los diferentes componentes. Estos granos se lavaron con agua y se limpiaron en un baño de limpieza por ultrasonidos para eliminar la fina capa de ceniza. Los granos limpios luego se secaron en el horno a 40 °C por un día adicional. Luego, los granos se examinaron bajo un microscopio estereoscópico y se clasificaron en una de cuatro litologías diferentes, como se describe y caracteriza a continuación. Cuando estuvo disponible, se clasificaron un mínimo de 300 granos para asegurar una muestra representativa de la ceniza. Para las muestras que no contenían el número mínimo de 300 granos de este tamaño, los resultados se omitieron del análisis de componentes debido a un gran error analítico (se siguió realizando el análisis SEM en estas muestras) (Tabla 1). Para las imágenes SEM, los granos de tamaño >125 μm se limpiaron en agua en un baño de limpieza ultrasónico y se secaron nuevamente. Una selección de estos granos se montó en cinta de carbón y se recubrió con oro para obtener imágenes de texturas superficiales usando un microscopio electrónico de barrido Vega Tescan en el Departamento de Metalurgia Extractiva (DMEX) en la Escuela Politécnica Nacional en Quito; otros granos se montaron en monturas de epoxi y se molieron y pulieron para documentar las texturas internas de vesículas y cristales dentro de los granos de ceniza en el Observatorio de Volcanes Cascades del Servicio Geológico de EE. UU. (USGS). Los análisis de microsonda electrónica se realizaron utilizando la microsonda electrónica JEOL 8900 en el USGS, Menlo Park, California. Se utilizó un haz de electrones de 15 keV y 8 nA con un tamaño de punto de 3 μm para analizar las composiciones de vidrio; se analizaron primero sodio y silicio para minimizar los efectos de la pérdida de sodio.

4. Clasificación de componentes de ceniza

Analizamos 13 muestras de ceniza (Tabla 1) utilizando un microscopio óptico estereoscópico. También se analizaron otras siete muestras, pero no contenían suficientes granos del tamaño objetivo después del tamizado (ej, ceniza de grano extremadamente fino del 09/02/2015) o el tamaño total de la muestra era demasiado pequeño (Tabla 1). Primero clasificamos los granos de ceniza en cuatro grupos según la litología y la morfología de los granos: granos hidrotermales/alterados, fragmentos líticos, material juvenil y cristales libres (Fig. 4). Los granos hidrotermales se clasificaron en función de su color y brillo (incluido el brillo metálico, los minerales sulfurados, el color blanco característico del yeso y el cuarzo y el color rojo del vidrio oxidado) y/o la presencia de depósitos minerales en la superficie de los granos o dentro de ellos. las vesículas de granos escoriáceos. Los fragmentos líticos se clasificaron según su apariencia opaca, opaca pero inalterada. Los fragmentos juveniles se clasificaron según su color negro o gris oscuro, pero lo que es más importante, su apariencia brillante y, a veces, su naturaleza semivesicular. Los cristales libres consisten en fenocristales individuales (aquí, los fenocristales se utilizan para distinguir cristales basándose únicamente en el tamaño) o fragmentos de cristales de diferentes minerales que contienen < 10% de material de masa fundamental adherente.

5. Características petrológicas y granulométricas

5.1. Texturas superficiales y microlite

Cada tipo de partícula contiene distintas asociaciones texturales y mineralógicas entre las fases de microlito y fenocristal, donde los componentes de cristal comunes a la mayoría de los granos de ceniza incluyen una combinación de plagioclasa, piroxeno y fases de óxido, y vidrio escaso entre microlitos (cristales <40 μm de tamaño).

5.1.1. Material hidrotermal/alterado

Los clastos clasificados como material hidrotermal se caracterizan por alteración superficial y oxidación, produciendo un color rojo a óxido y/o están cubiertos por precipitados minerales secundarios de color y brillo de blanco a metálico (Fig. 4A, B y C). Los granos tienen una amplia gama en la morfología de las partículas, que incluyen formas angulares irregulares a subangulosas, así como variedades redondeadas. Las partículas abarcan una gama de vesicularidades, desde no vesiculares hasta moderadamente vesiculares, según los valores de Houghton y Wilson (1989). Las partículas escoriáceas vesiculares comúnmente contienen precipitados secundarios en las superficies externas y dentro del espacio poroso (Fig. 4B). Los precipitados secundarios incluyen agujas aciculares de yeso (Fig. 4D), sulfuros abundantes libres o que recubren la superficie (Recuadro de la Fig. 4A y C) y cuarzo hidrotermal blanco u opaco (cuarzo poroso) (Fig. 4C). En penachos ricos en gas, las fases secundarias pueden condensarse en partículas sólidas muy rápidamente (Ayris et al, 2013), por lo que se debe prestar especial atención para evitar interpretaciones erróneas.

Los granos oxidados y alterados hidrotermalmente son los más diversos petrológicamente. Los granos contienen abundante ópalo, alunita, pirita y escasa cristobalita y fases magmáticas primarias que incluyen plagioclasa, piroxeno (clinopiroxeno y ortopiroxeno) y magnetita (Fig. 5A–C). En algunos casos, la alunita llena el espacio poroso, en otros forma grandes porciones de granos de ceniza (Fig. 5A) y la pirita recubre las superficies de los granos (Fig. 5B). El ópalo reemplaza comúnmente a la plagioclasa (Fig. 5C) y al piroxeno. La masa fundamental en estos granos está total o casi completamente desvitrificada, cristalizada o reemplazada (Fig. 5C).

5.1.2. Líticas grises

Más comúnmente, los fragmentos líticos consisten en fragmentos de lava de color gris a negro con superficies opacas, opacas y picadas (Fig. 4D, E y F). Estos granos varían en forma de bloques a muy irregulares. Estos fragmentos muestran una gama de texturas internas, pero generalmente carecen de fases de alteración hidrotermal. Muchos granos líticos contienen abundantes microlitos con cristales tabulares de piroxeno que comúnmente miden entre 10 y 25 μm (Fig. 5D-F). El vidrio fresco no es visible entre los microlitos en estos granos.

5.1.3. Granos juveniles

Los granos juveniles se distinguen principalmente en función de su textura superficial brillante, superficies frescas e inalteradas y la presencia de vidrio fresco. Estos granos tienen dos morfologías distintas, bloques y porosos. Los granos en bloques tienen caras subplanares y consisten en clastos densos con contenido variable de microlitos y fenocristales grandes (Figs. 4H, 5H, 6C), y en algunos casos contienen vesículas grandes con gruesos septos intersticiales de masa basal (Figs. 4H, 5H e I). Estos granos densos comúnmente exhiben microfracturas transgranulares y de límite de grano con aberturas de ~2 μm (Fig. 6D). Los granos en bloques suelen ser de color gris claro a negro con un brillo vítreo y contienen cantidades variables de microlitos y vidrio fresco (Fig. 4I). Los granos porosos consisten en redes diktitaxíticas de cristales de microlito con cantidades variables de vidrio intersticial (Fig. 4H y Fig. 6A y B), donde el espacio poroso representa el espacio intersticial entre cristales de microlito en lugar de vesículas (Fig. 6A y B).

El contenido de vidrio en la masa basal de los clastos juveniles es variable (Fig. 4H), donde las redes de microlitos están presentes en diversos grados. Los granos juveniles contienen los cristales de microlitos más pequeños y la mayor proporción de vidrio fresco de todos los tipos de granos. Los granos que contienen más vidrio contienen microlitos de feldespato rodeados de vidrio fresco, pero en algunos granos también contienen feldespato opalizado que carece de bordes de reacción o halos de alteración (Fig. 5I) y están completamente rodeados de vidrio fresco. La alunita también está presente en muy pocos de estos granos. El ópalo y la alunita son minerales de alteración hidrotermal; sin embargo, en contraste con la masa basal ampliamente alterada, cristalizada o desvitrificada que se asocia con el ópalo y la alunita en los granos hidrotermales (Fig. 5A-C), el vidrio en los granos juveniles es prístino. En los clastos más cristalinos, los microlitos de piroxeno son generalmente más pequeños que en los clastos de la categoría lítica (Fig. 5G vs. I), miden entre <1 y 20 μm, y comúnmente rodean fenocristales de plagioclasa (Fig. 5), pero texturas de los granos más cristalinos de esta clase se superponen con los granos líticos ricos en microlitos más finos. Algunos granos también contienen vidrio fresco intersticial entre microlitos; esos microlitos incluyen plagioclasa y piroxeno (Fig. 5H), y también incluyen ópalo (Fig. 5I).

5.1.4. Cristales libres

Los cristales libres son generalmente grandes fenocristales de plagioclasa, con cantidades menores de piroxeno (Fig. 4J, K y L). Los cristales generalmente están intactos y conservan su forma de cristal y comúnmente tienen material de masa fundamental adherido. También están presentes fragmentos de cristales libres.

5.2. Composiciones de vidrio

Las composiciones de vidrio de cinco granos de ceniza juveniles analizados tienen composiciones dacíticas (Tabla 2). La mayor abundancia de granos de ceniza vítrea ocurre en la muestra erupcionada más temprana (los granos juveniles de emisiones posteriores son ricos en microlitos y tienen un bajo contenido de vidrio) del 15 de agosto de 2015. Los granos ricos en vidrio con minerales hidrotermales representan aproximadamente el 4% del volumen total de las partículas juveniles de ceniza en las muestras de las primeras explosiones (Cuadro 1). El vidrio es fresco, los totales analíticos oscilan entre 96,8 y 98,6% en peso; las composiciones de vidrio anhidro oscilan entre 63,4 y 66,4% en peso de SiO₂ y entre 7,2 y 7,9% en peso de FeO (Fig. 7). Las composiciones de vidrio se analizaron a partir de dos granos de ceniza en la categoría hidrotermal y tienen 65,1 y 77% en peso de SiO2, con contenidos de FeO y Na₂O distintos a los del vidrio en los granos juveniles (Tabla 2).

5.3. Distribuciones de tamaño de grano

Las distribuciones de tamaño de grano de 14 muestras se obtuvieron combinando el tamizado manual y el análisis de difracción láser. La fracción de tamaño de grano entre −1 y −2 Φ (2–4 mm), que corresponde a lapilli fina (White y Houghton, 2006) fue medible solo en la muestra 15/08 (0,3% en peso). En comparación con otras cenizas volcánicas, la ceniza emitida por el volcán Cotopaxi es de grano fino a extremadamente fino, con clasificación de moderada a mala y asimetría positiva. La mayoría de las distribuciones de tamaño de grano de ceniza de Cotopaxi son bimodales con un modo grueso agudo (Phi 0.0 a 3.7) y un modo fino plano (Phi 4.0 a 6.3) (Fig. 8). Curiosamente, la media y la mediana del tamaño de grano están controladas en gran medida por la proporción de moda gruesa y fina en lugar de su valor absoluto. No hay una evolución clara a lo largo del tiempo, pero la distribución del tamaño de grano es generalmente más fina durante las caídas de ceniza más pesadas (14-15/08; 28/08-11/09; 13-20/10) mientras que los depósitos de ceniza de menor volumen (21/08; 18–25/09; 23/11) tienen distribuciones más gruesas, posiblemente como resultado de la reelaboración eólica del material de grano fino.

6. Variación de los componentes de la ceniza en el tiempo

Los componentes de las muestras de ceniza cambiaron a lo largo del tiempo (Figs. 4, 9, 10 y Fig. 2 complementaria). Proporcionalmente, la ceniza de las explosiones iniciales del 14 de agosto está dominada por fragmentos líticos y material hidrotermal (27% y 47% respectivamente; Fig. 9). Los cristales libres y los fragmentos juveniles constituyen solo un porcentaje relativamente pequeño de esa muestra (26% combinado). Además, aunque una parte de los cristales libres puede derivar de la masa fundida juvenil, no todos pueden considerarse como tales. Durante los primeros 10 días de la erupción, el porcentaje de granos juveniles aumentó hasta un 60%, mientras que el porcentaje de material hidrotermal y granos líticos disminuyó significativamente (al 17 y 19%, respectivamente) (Fig. 9). La abundancia relativa de material hidrotermal continuó disminuyendo a <16% donde permaneció durante el resto de la Fase 2, mientras que el porcentaje de material juvenil continuó aumentando (Fig. 9) con algunas pequeñas fluctuaciones. Además, las texturas de los granos juveniles cambiaron con el tiempo. Los granos juveniles de erupción temprana tenían cristalizaciones de microlitos más bajas que los de erupciones tardías (Fig. 10). La tercera fase de emisiones comenzó en la semana del 4 de octubre. Las muestras de la tercera fase de emisiones contenían entre 66 y 68% de granos juveniles, mientras que el contenido de cristales libres se mantuvo en <6%, hidrotermales en <15% y líticos en <24%. Esta tendencia continuó durante el resto de los eventos eruptivos, donde el material juvenil se mantuvo consistentemente en >65%. El contenido lítico, el material hidrotermal y los cristales libres permanecieron relativamente constantes a lo largo de las emisiones hasta finales de noviembre de 2015.

7. Dinámica de erupción y reconocimiento de magma juvenil

La renovada erupción del Cotopaxi brinda una oportunidad única para estudiar la evolución temporal de las cenizas a través del despertar de un gran estratovolcán después de un largo período de inactividad.

7.1. Fase 1

Las muestras de ceniza de la primera semana de la erupción fueron ricas en líticos, granos alterados hidrotermalmente y material lítico oxidado (Figs. 4C y 9). Durante la alteración hidrotermal, las fases secundarias (ej, alunita) se cristalizan en el espacio poroso o reemplazan la masa de vidrio o los minerales que se descomponen. Esta alteración generalizada de la roca puede afectar significativamente la apariencia y las propiedades mecánicas (Mayer et al, 2016). Los componentes rojos alterados fueron clasificados como “líticos oxidados” por Pistolesi et al (2011) en su análisis de los productos eruptivos del Cotopaxi durante los últimos 800 años. Estas muestras son representativas del material que llenó el conducto que se despejó en la fase de “limpieza de ventilación”. Durante esta erupción inicial, la abundancia de material juvenil es pequeña, sin embargo, los granos juveniles contienen más vidrio que más adelante en la secuencia eruptiva (Fig. 10). Los análisis de vidrio con microsonda electrónica son consistentes con la falta de alteración basada en totales analíticos altos. Además, las composiciones de vidrio son consistentes con lo esperado en Cotopaxi. La Fig. 7 muestra composiciones de vidrio de una variedad de unidades de tefra anteriores de Cotopaxi; las composiciones de vidrio de los granos de ceniza en este estudio tienen composiciones superpuestas con unidades eruptivas anteriores (Pistolesi et al, 2011). Por el contrario, las composiciones de vidrio de componentes alterados hidrotérmicamente tienen composiciones distintas (Fig. 7). La unidad de tefra de composición más similar de Pistolesi et al (2011) es la que estalló en explosiones de pequeño volumen que ocurrieron después de 1880. La presencia de estos abundantes clastos con vidrio inalterado y su abundancia decreciente en las muestras de ceniza a lo largo del tiempo proporciona una fuerte evidencia de que estos granos son magma juvenil fresco.

Los cambios en la cristalinidad del material juvenil resultan de cambios en las condiciones de ascenso y descompresión dentro del conducto (ej, Hammer et al, 1999). En comparación con los experimentos y con los estudios de cenizas de erupciones históricas en otros lugares, la presencia de granos de ceniza vítreos, con microcristalizaciones bajas, como se observó de manera más abundante (pero aún una porción menor del material eruptivo, Figs. 5I, 7) en el mes de agosto 15 muestra, sugiere un ascenso relativamente rápido de magma juvenil, lo suficientemente rápido como para suprimir o en su mayoría prohibir la cristalización extensa de microlitos. El porcentaje creciente de fragmentos de magma juvenil en la ceniza a medida que avanzaba la erupción y el contenido decreciente de material “viejo” sugiere un aumento progresivo en la participación relativa del sistema magmático. Por lo tanto, las explosiones iniciales y la fase de emisión durante los dos primeros días se interpretan como hidromagmáticas cuando el magma ascendente sirvió principalmente como fuente de calor que perturbó el frágil equilibrio del sistema hidrotermal (Mayer et al, 2016). Como tal, la ceniza expulsada se compone principalmente de líticos con grados variables de alteración hidrotermal (incluidas las fases de ópalo hidratado y alunita) y solo clastos menores de fundido juvenil fresco (Figs. 5 y 10). La pequeña cantidad de material juvenil que contiene minerales hidrotermales en las muestras del 15 de agosto preserva la evidencia de la intrusión de magma en el sistema hidrotermal, lo que proporciona un desencadenante de las explosiones hidromagmáticas iniciales.

7.2. Fases 2–4

Después de las dos primeras semanas de erupciones (del 14 al 30 de agosto de 2016) en las que se registraron las tasas de emisión de cenizas más altas (Bernard et al, 2016), la proporción relativa de fragmentos oxidados y alterados hidrotermalmente disminuyó, lo que se interpreta como una limpieza del camino de ascenso del magma y reducción en la interacción con la roca anfitriona. Durante el mismo intervalo, aumentó la proporción de fragmentos en bloque ricos en microlitos en el componente juvenil. A medida que continuaba la secuencia de la erupción, estos granos juveniles pasaron a material de mayor microcristalinidad (Fig. 5G y H; Fig. 10) debido a un ascenso más lento y/o tiempos de residencia más prolongados en niveles poco profundos, como se esperaría en un domo o un tapón de conducto poco profundo (p. ej., Nakada y Motomura, 1999; Hammer et al, 1999; Hammer y Rutherford, 2002; Cashman y Hoblitt, 2004). Se ha documentado material juvenil altamente cristalino en muestras de ceniza en varios otros volcanes. Por ejemplo, los clastos vesiculares gruesos de las erupciones del Eyjafjallajökull de 2010 alcanzaron un 55% de microcristalinidad (Cioni et al, 2014); los depósitos de explosión del Monte St. Helens en 1980 alcanzaron el 62% (Cashman y Hoblitt, 2004); y los productos eruptivos de las erupciones de Colima en 1913 y mayo de 2005 alcanzaron ~80% y ~90% de microcristalinidades, respectivamente (Savov et al, 2008). El aumento de la cristalinidad de los fragmentos juveniles durante la segunda fase de la erupción (Fig. 10) alude a un progresivo endurecimiento reológico del magma que conduciría a tasas de ascenso cada vez más bajas y a la formación de tapones someros (Sparks, 1997 y Cordonnier et al, 2012).

Durante la segunda fase de las emisiones de cenizas aparecieron y comenzaron a aumentar en abundancia granos con texturas diktitaxíticas (Fig. 6A y B) y cantidades variables de vidrio residual. Un mecanismo para la formación de texturas diktitaxíticas en los magmas de andesita es el filtro prensado impulsado por gas, donde un gradiente en la presión del gas impulsa la expulsión del material fundido de una red cristalina (Sisson y Bacon, 1999; Pistone et al, 2015, Kushnir et al, 2016). Aquí inferimos que este proceso ha ocurrido en diversos grados dentro del conducto de Cotopaxi, dando como resultado granos con cantidades variables de vidrio/fundido residual que recubre las redes de cristales de microlita. Se requiere más trabajo sobre la naturaleza del filtro prensado dentro del tapón poco profundo, pero ello va más allá del alcance de este documento.

Los mecanismos de fragmentación responsables de los piroclastos densos y ricos en microlitos observados emitidos durante las continuas emisiones de ceniza han sido algo enigmáticos. En contraste con la primera fase, las fases eruptivas segunda a cuarta fueron fases semicontinuas de emisión de cenizas de baja energía y carecieron de penachos de alta temperatura (temperatura máxima registrada de 200 °C). Durante los sobrevuelos realizados por el IG después de las explosiones del 14 de agosto, se observó que el lago del cráter presente antes del 14 de agosto había desaparecido, lo que sugiere que la disponibilidad de agua superficial había disminuido. Aunque el gran glaciar de la cumbre permaneció sobre el edificio, la interacción del magma con el agua se redujo debido a la aureola térmica que se desarrolló alrededor de la columna de magma. La emisión de ceniza casi continua puede derivar (parcialmente) de explosiones discretas, pero ha sido oscurecida por complejos procesos de ascenso de gas y ceniza en el conducto que sigue a las explosiones varios cientos de metros hacia abajo en el edificio volcánico. Las distribuciones de tamaño de grano fino de todas las muestras de ceniza sugieren que el mecanismo de fragmentación fue muy eficiente (Kueppers et al, 2006) y su constancia puede reflejar mecanismos de fragmentación similares a lo largo del período subsiguiente de emisiones continuas de ceniza. Debido a la alta proporción de material juvenil microcristalino altamente denso, creemos que las emisiones continuas resultaron de la fragmentación quebradiza de un tapón de magma denso debido a tensiones térmicas y mecánicas y descompresión (Ono et al, 1995; Taddeucci et al, 2002), aunque está claro que el agua todavía está presente en el edificio de Cotopaxi en base a la naturaleza de la sismicidad superficial continua, incluidos los eventos LF (cf. Ruiz et al, 1998). Sugerimos que las fases 2-4 representan la formación y destrucción repetitivas de un tapón magmático poco profundo.

7.3. Evidencia geofísica de intrusión de magma juvenil

El origen de los fragmentos de cenizas juveniles incluye dos posibilidades: (A) que los fragmentos representen productos eruptivos pasados inalterados del Cotopaxi, excavados en porciones del edificio que no experimentaron alteración hidrotermal, alteración en fase de vapor de la extensa desgasificación anterior al 14 de agosto, u oxidación; o (B) que los fragmentos representan magma juvenil que inicialmente ascendió e interactuó con el sistema hidrotermal produciendo las primeras explosiones, luego se desgasificó y cristalizó progresivamente en respuesta a la desaceleración de las tasas de ascenso o al aumento de la residencia superficial y la desgasificación superficial antes de la erupción. La distinción entre las posibilidades requiere una visión holística del sistema y una comparación con productos eruptivos anteriores del Cotopaxi.

Varios parámetros de monitoreo diferentes respaldan la interpretación B, una intrusión de magma superficial y desgasificación en Cotopaxi en 2015. La desgasificación magmática en Cotopaxi ha estado cerca del límite de detección para las técnicas DOAS en los últimos años; las tasas de fondo de emisión de SO₂ estuvieron por debajo de las 100 toneladas/día desde que se instalaron instrumentos DOAS permanentes en 2008. Las emisiones de SO₂ aumentaron en mayo y se mantuvieron altas durante los eventos eruptivos/explosivos de agosto a noviembre. Además, se detectó claramente BrO en la pluma desde el 14 de agosto (Dinger et al, 2016), lo que indica una desgasificación magmática a través de una vía seca (cf., Bobrowski et al, 2003). Además, las mediciones de relaciones altas de SO₂/H₂S respaldan una interpretación de desgasificación magmática en lugar de un origen hidrotermal. Además, no se detectó una deformación amplia a través de las técnicas InSAR; sin embargo, se detectó una deformación menor (≤1,5 cm) con el GPS y la red de inclinómetros, en consonancia con una posible inflación menor del edificio. Un resplandor anaranjado observado dentro del cráter durante varios días desde el 2 de octubre también requiere temperaturas elevadas (magmáticas) en la superficie. Finalmente, los patrones sísmicos son consistentes con la residencia de magma superficial, incluyendo abundante sismicidad de baja frecuencia y sismicidad VT posterior (Fig. 2). La sismicidad de LP y VT durante este período se elevó sustancialmente por encima de los niveles previos de disturbios monitoreados en Cotopaxi, posiblemente como resultado de la intrusión e interacción de material caliente poco profundo (ej, magma) con agua (ej, en el sistema hidrotermal; Ruiz et al, 1998). Durante las fases 3 y 4 hubo un claro aumento de pequeñas señales sismo-acústicas transitorias (Bernard et al, 2016), coincidente con el resplandor anaranjado observado en el cráter y consistente con la formación y destrucción repetidas de un tapón magmático poco profundo. La evidencia observacional del ascenso de magma superficial (a menos de aproximadamente 3 km de profundidad según la sismicidad) en agosto de 2015 es abundante. Esta evidencia, combinada con la aparición de vidrio fresco que contiene pocos microlitos en las primeras cenizas que erupcionaron y el material más rico en microlitos que erupcionó más tarde en la secuencia, sugiere que la explicación más simple para los cambios en los componentes de las cenizas producidas por las erupciones que comenzaron el 14 de agosto de 2015 es la eyección de magma juvenil que inicialmente se elevó rápidamente pero luego se estancó para formar un tapón poco profundo más adelante en el episodio.

7.4. Evaluación de peligros y actividad futura

Los fragmentos vítreos completamente afíricos están ausentes, lo que indica que ninguna erupción ha llegado hasta la región de origen del magma rico en gas. Las erupciones pasadas de gran volumen en Cotopaxi produjeron piroclastos con texturas vítreas, como son comunes en los productos eruptivos de la erupción VEI 4 de 1877 (Pistolesi, comunicación personal). La presencia de granos de ceniza que ahora reconocemos como juveniles, con bajo contenido de cristales y texturas microcristalinas muy finas, sugiere que existe al menos un camino semiabierto desde la fuente de magma hasta la superficie. Las emisiones de gases previas a la erupción indican que el magma pudo desgasificarse libre y efectivamente en condiciones de “sistema abierto”, reduciendo el potencial de acumulación de grandes y peligrosas sobrepresiones de gas (Woods y Koyaguchi, 1994). En cambio, la yuxtaposición de masa de suelo vítreo con pocos microlitos y minerales/fragmentos hidrotermales puede indicar que las erupciones iniciales fueron provocadas por la interacción del magma con el sistema hidrotermal. Las observaciones de granos de ceniza juveniles cada vez más abundantes y densos, ricos en microlitos, sugieren una disminución de las tasas de ascenso del magma y tiempos de residencia suficientes para permitir la desgasificación y la cristalización del magma. Además, han continuado las emisiones de gas elevadas, lo que sugiere que no se están acumulando sobrepresiones de gas significativas en el conducto, lo que podría disminuir la probabilidad a corto plazo de un gran evento explosivo (Eichelberger et al, 1986; Woods y Koyaguchi, 1994; Jaupart, 1998) .

Alternativamente, un camino abierto hacia la superficie también puede permitir que un nuevo lote de magma ascienda fácilmente en el futuro (Scandone et al, 2007). También es probable que no todo el magma intruso fuera expulsado durante las fases de emisión y que el conducto semiabierto que existía durante las fases de emisión de cenizas ahora contenga un tapón altamente cristalino de magma desgasificado. En este caso, la futura actividad eruptiva requeriría una fase de limpieza de los respiraderos para permitir el ascenso o la erupción de un nuevo pulso magmático. Sin embargo, la dinámica de los sistemas magmáticos puede cambiar rápidamente con poca advertencia, dando como resultado una gran erupción explosiva repentina como sucedió en el volcán Reventador en 2002 (Hall et al, 2004 y Samaniego et al, 2008). Allí, un enjambre de VT, LP y sismicidad de temblor ~3 h antes de la erupción fue la única advertencia de que estaba a punto de ocurrir una gran erupción. Se interpretó que la erupción fue freatomagmática con base en la producción de fragmentos de ceniza angular de grano fino mezclados con rocas del basamento y lavas antiguas (Samaniego et al, 2008). La fase paroxística de esa erupción duró ~45 min y generó al menos cinco grandes flujos piroclásticos que alcanzaron ~9 km al este. Como tal, pueden ocurrir cambios rápidos en los volcanes, por lo tanto, solo a través del monitoreo continuo del volcán (por ejemplo, deformación, sismicidad y gas) es posible detectar cambios en el sistema magmático que podrían indicar cambios en la actividad futura.

8. Importancia del análisis de ceniza para el monitoreo volcánico en el Cotopaxi

El análisis casi en tiempo real de muestras de cenizas de la actividad explosiva precursora en el volcán Cotopaxi durante los meses de agosto, septiembre, octubre y noviembre de 2015 se usó como ayuda complementaria para asistir en la interpretación de las señales de monitoreo geofísico. El análisis de composición y textura proporcionó invaluable información sobre el grado de participación y las condiciones de ascenso del cuerpo de magma intruso fresco. Los principales hallazgos de este trabajo son:

• Los fragmentos de ceniza juvenil se reconocen en la ceniza de Cotopaxi en base a la presencia de vidrio inalterado que contiene pocos microlitos. El análisis de microsonda del vidrio fresco muestra altos totales analíticos y composiciones consistentes con erupciones previas en Cotopaxi, pero diferentes composiciones de la masa fundamental en material hidrotermal.
• El material juvenil en las explosiones iniciales (Fase 1) es vítreo y contiene ópalo en contacto con derretimiento fresco que preserva la evidencia de la interacción entre el magma y el sistema hidrotermal.
• El componente de ceniza evolucionó de material predominantemente hidrotermal y lítico a material predominantemente juvenil a lo largo de la secuencia eruptiva de 2015.
• La naturaleza de los clastos juveniles también cambió a lo largo de la secuencia eruptiva. Los clastos juveniles encontrados en el material erupcionado más antiguo son cuasi afíricos. Erupciones posteriores produjeron clastos con mayores cantidades de microlitos.
• Las microcristalizaciones cada vez más altas en los granos juveniles de las fases 2 a 4 sugieren tasas de ascenso más lentas y una mayor duración del almacenamiento poco profundo en un sistema abierto a la pérdida de gas donde la fragmentación fue el resultado de la rotura frágil de un tapón magmático poco profundo.
• Las distribuciones de tamaño de grano muestran distribuciones bimodales pero muy poca variación a lo largo de la erupción, lo que sugiere que la dinámica de la erupción no cambia significativamente.
• Las señales geofísicas (altas tasas de eventos de LP y VT, señales de explosiones enterradas, emisiones elevadas de SO₂, detección de BrO, relaciones altas de SO₂/H₂S e inflación de los flancos de los volcanes) respaldan la conclusión de la participación de magma juvenil.

El análisis de cenizas en sí mismo no puede y no debe usarse para informar pronósticos sobre la actividad futura, pero puede proporcionar una perspectiva sobre las condiciones de ascenso y la dinámica del material en erupción. El conocimiento preciso de las erupciones pasadas ayuda a limitar los posibles escenarios de erupciones futuras, especialmente para grandes erupciones bien conservadas. En Cotopaxi en 2015, se utilizó el monitoreo petrológico de granos de ceniza para complementar las técnicas de monitoreo geofísico. Con base en estos estudios, concluimos que hubo magma nuevo involucrado en las emisiones de ceniza, pero que la tasa de ascenso fue lenta y el sistema estaba abierto a la liberación y escape continuos de gas, lo que redujo la probabilidad a corto plazo de una gran erupción explosiva. Sin embargo, los parámetros de monitoreo aún están por encima del fondo en el momento de escribir este artículo, por lo que el destino final de este período de disturbios aún requiere un monitoreo cercano del volcán.

Los datos complementarios a este artículo se pueden encontrar en línea en http://dx.doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2016.10.013.

Agradecimientos

Nos gustaría agradecer a todos los miembros del Instituto Geofísico, especialmente a aquellos que estuvieron involucrados en la respuesta a la crisis volcánica y que ayudaron con la recolección y análisis de muestras. Los autores desean agradecer a John Pallister y al equipo de VDAP por sus interesantes debates, a Leslie Hayden del USGS Menlo Park por su ayuda con los análisis de microsonda electrónica y a los miembros de DEMEX-EPN por su ayuda con el trabajo SEM. Esta investigación se ha realizado en el contexto del Laboratoire Mixte International “Séismes et Volcans dans les Andes du Nord” del IRD. Este trabajo es la contribución n°3 del proyecto “Grupo de Investigación sobre la Ceniza Volcánica en Ecuador”. El Reino Unido agradece el apoyo de la subvención KU2689/2-1 de la Deutsche Forschungsgemeinschaft y de la Red de formación inicial Marie Curie ‘VERTIGO’, financiada a través del Séptimo Programa Marco de la Unión Europea (FP7 2007–2013) bajo el Acuerdo de subvención número 607905. Cualquier uso de los nombres comerciales, de empresas o de productos tienen únicamente fines descriptivos y no implican la aprobación por parte del gobierno de los EE. UU.

Referencias bibliográficas

• Ayris PM, Lee AF, Wilson K, Kueppers U, Dingwell DB, Delmelle P, SO2 sequestration in large volcanic eruptions: high-temperature scavenging by tephra, Geochim. Cosmochim. Acta, 110, June 1, 2013, 58-69, (ISSN 0016-7037)
• Barberi F, Coltelli M, Frullani A, Rosi M, Almeida E, 1995. Chronology and dispersal characteristics of recently (last 5000 years) erupted tephra of Cotopaxi (Ecuador): implications for long-term eruptive forecasting. J. Volcanol. Geotherm. Res. 69 (3–4), 217–239.
• Bernard B, 2013. Homemade ashmeter: a low-cost, high-efficiency solution to improve tephra field-data collection for contemporary explosive eruptions. J. Appl. Volcanol. 2 (1), 1–9.
• Bernard B, Battaglia J, Proaño A, Hidalgo S, Vásconez F, Hernandez S, Ruiz M, 2016. Relationship between volcanic ash fallouts and seismic tremor: quantitative assessment of the 2015 eruptive period at Cotopaxi volcano, Ecuador. Bull. Volcanol. http://dx.doi.org/10.1007/s00445-016-1077-5.
• Bobrowski N, Honninger G, Galle B, Platt U, 2003. Detection of bromine monoxide in a volcanic plume. Nature 423 (6937), 273–276.
• Cashman KV, Hoblitt RP, 2004. Magmatic precursors to the 18 May 1980 eruption of Mount St. Helens, USA. Geology 32 (2), 141–144.
• Cioni R, D’Oriano C, Bertagnini A, 2008. Fingerprinting ash deposits of small scale eruptions by their physical and textural features. J. Volcanol. Geotherm. Res. 177, 277–287.
• Cioni R, Pistolesi M, Bertagnini A, Bonadonna C, Hoskuldsson A, Scateni B, 2014. Insights into the dynamics and evolution of the 2010 Eyjafjallajökull summit eruption (Iceland) provided by volcanic ash textures. Earth Planet. Sci. Lett. 394, 111–123.
• Cordonnier B, Caricchi L, Pistone M, Castro J, Hess K.U, Gottschaller S, Manga M, Dingwell D.B, Burlini L, 2012. The viscous-brittle transition of crystal-bearing silicic melt: direct observation of magma rupture and healing. Geology 40, 611–614.
• Dinger F, Arellano S, Battaglia J, Bobrowski N, Galle B, Hernandez S, Hidalgo S, Hörmann C, Lübcke P, Platt U, Ruiz M, Warnach S, Wagner T, 2016. Variations of the BrO/SO2 molar ratios during the 2015 Cotopaxi eruption. European Geosciences Union General Assembly 2016, Abstract EGU2016-1001.
• Eichelberger JC, Carrigan CR, Westrich HR, Price RH, 1986. Nonexplosive silicic volcanism. Nature 323 (6089), 598–602.
• Ersoy O, Chinga G, Aydar E, Gourgaud A, Evren Cubukcu H, Ulusoy I, 2006. Texture discrimination of volcanic ashes from different fragmentation mechanisms: a case study, Mount Nemrut stratovolcano, eastern Turkey. Comput. Geosci. 32 (7), 936–946.
• Eychenne J, Pennec, J.-L., Troncoso L, Gouhier M, Nedelec, J.-M., 2012. Causes and consequences of bimodal grain-size distribution of tephra fall deposited during the August 2006 Tungurahua eruption (Ecuador). Bull. Volcanol. 74 (1), 187–205.
• Eychenne J, Le Pennec, J.-L., Ramón P, Yepes H, 2013. Dynamics of explosive paroxysms at open-vent andesitic systems: high-resolution mass distribution analyses of the 2006 Tungurahua fall deposit (Ecuador). Earth Planet. Sci. Lett. 361, 343–355.
• Hall M, Mothes P, 2008. The rhyolitic–andesitic eruptive history of Cotopaxi volcano, Ecuador. Bull. Volcanol. 70 (6), 675–702.
• Hall M, Ramón P, Mothes P, LePennec J.L, García A, Samaniego P, Yepes H, 2004. Volcanic eruptions with little warning: the case of Volcán Reventador’s Surprise November 3, 2002 Eruption, Ecuador. Rev. Geol. Chile 31, 349–358.
• Hammer EJ, Rutherford MJ, 2002. An experimental study of the kinetics of decompression-induced crystallization in silicic melt. J. Geophys. Res. Solid Earth 107 (B1) (ECV 8-1-ECV 8-24).
• Hammer EJ, Cashman VK, Hoblitt PR, Newman S, 1999. Degassing and microlite crystallization during pre-climactic events of the 1991 eruption of Mt. Pinatubo, Philippines. Bull. Volcanol. 60 (5), 355–380.
• Hickey J, Gottsmann J, Mothes P, 2015. Estimating volcanic deformation source parameters with a finite element inversion: the 2001–2002 unrest at Cotopaxi volcano, Ecuador. J. Geophys. Res. Solid Earth 120 (3), 1473–1486.
• Hidalgo S, Bernard B, Battaglia J, Gaunt E, Barrington C, Andrade D, Ramón P, Arellano S, Yepes H, Proaño A, Almeida S, Sierra D, Dinger F, Kelly P, Parra R, Vallejo S, Bobrowsky N, Galle B, Almeida M, Mothes P, Alvarado A, Ruiz M, 2016. IGEPN Cotopaxi volcano’s unrest and eruptive activity in 2015: mild awakening after 73 years of quiescence. Geophys. Res. Abstr. 18 (EGU2016-5043-1, 2016 EGU General Assembly 2016).
• Houghton BF, Wilson C.J.N, 1989. A vesicularity index for pyroclastic deposits. Bull. Volcanol. 51 (6):451–462. http://dx.doi.org/10.1007/BF01078811.
• IGEPN Special Report No. 22, November 6, 2015, http://www.igepn.edu.ec/cotopaxi//informes-cotopaxi/coto-especiales/coto-e-2015/13703-informe-especial-cotopaxi-n-22/file.
• Jaupart C, 1998. Gas loss through conduit walls during eruption. Geol. Soc. Lond., Spec. Publ. 145, 73–90.
• Kueppers U, Scheu B, Spieler O, Dingwell D.B, 2006. Fragmentation efficiency of explosive volcanic eruptions: a study of experimentally generated pyroclasts. J. Volcanol. Geotherm. Res. 153, 125–135.
• Kushnir ARL, Martel C, Bourdier, JL., Heap MJ, Reuschlé T, Erdmann S, Komorowski, JC., Cholik N, 2016. Probing permeability and microstructure: unravelling the role of a low-permeability dome on the explosivity of Merapi (Indonesia). J. Volcanol. Geotherm. Res. 316, 56–71.
• Macdonald G.A, 1972. Volcanoes. Prentice-Hall, Englewood Cliffs, NJ (510 pp.).
• Mayer K, Scheu B, Montanaro C, Yilmaz TI, Isaia R, Aßbichler D, Dingwell D.B, 2016. Hydrothermal alteration of surficial rocks at Solfatara (Campi Flegrei): petrophysical properties and implications for phreatic eruption processes. J. Volcanol. Geotherm. Res. 320, 128–143.
• Miwa T, Toramaru A, Iguchi M, 2009. Correlations of volcanic ash texture with explosion earthquakes from vulcanian eruptions at Sakurajima volcano, Japan. J. Volcanol. Geotherm. Res. 184 (3–4), 473–486.
• Miwa T, Geshi N, Shinohara H, 2013. Temporal variation in volcanic ash texture during a vulcanian eruption at the Sakurajima volcano, Japan. J. Volcanol. Geotherm. Res. 260, 80–89.
• Molina I, Kumagai H, García-Aristizábal A, Nakano M, Mothes P, 2008. Source process of very-long-period events accompanying long-period signals at Cotopaxi Volcano, Ecuador. J. Volcanol. Geotherm. Res. 176 (1), 119–133.
• Mothes PA, Vallance JW, 2015. Chapter 6 – Lahars at Cotopaxi and Tungurahua volcanoes, Ecuador: highlights from stratigraphy and observational records and related downstream hazards A2 – papale. In: Shroder J.F, Paolo (Eds.), Volcanic Hazards, Risks and Disasters. Elsevier, Boston, pp. 141–168.
• Nakada S, Motomura Y, 1999. Petrology of the 1991–1995 eruption at Unzen: effusion pulsation and groundmass crystallization. J. Volcanol. Geotherm. Res. 89 (1–4), 173–196.
• Ono K, Watanabe K, Hoshizumi H, S-i I, 1995. Ash eruption of the Naka-dake crater, Aso volcano, southwestern Japan. J. Volcanol. Geotherm. Res. 66 (1–4), 137–148.
• Pardo N, Cronin SJ, Nemeth K, Brenna M, Schipper CI, Breard E, White JDL, Procter J, Stewart B, Agustin-Flores J, Moebis A, Zernack A, Kereszturi G, Lube G, Auer A, Neall V, Wallace C, 2014. Perils in distinguishing phreatic from phreatomagmatic ash; insights into the eruption mechanisms of the 6 August 2012 Mt. Tongariro eruption, New Zealand. J. Volcanol. Geotherm. Res. 286, 397–414.
• Pistolesi M, Rosi M, Cioni R, Cashman KV, Rossotti A, Aguilera E, 2011. Physical volcanology of the post-twelfth-century activity at Cotopaxi volcano, Ecuador: behavior of an andesitic central volcano. Geol. Soc. Am. Bull. 123, 1193–1215.
• Pistone M, Arzilli F, Dobson KJ, Cordonnier B, Reusser E, Ulmer P, Marone F, Whittington A.G, Mancini L, Fife J.L, Blundy J.D, 2015. Gas-driven filter pressing in magmas: insights into in-situ melt segregation from crystal mushes. Geology 43, 699–702.
• Ruiz M, Bertrand G, Chatelain, JL., Yepez H, Hall M, Ramon P, 1998. Possible causes for the seismic activity observed in Cotopaxi Volcano, Ecuador. Geophys. Res. Lett. 25 (13), 2305–2308.
• Samaniego P, Eissen, JP., Le Pennec, JL., Robin C, Hall ML, Mothes P, Chavrit D, Cotten J, 2008. Pre-eruptive physical conditions of El Reventador volcano (Ecuador) inferred from the petrology of the 2002 and 2004–05 eruptions. J. Volcanol. Geotherm. Res. 176 (1), 82–93.
• Savov IP, Luhr JF, Navarro-Ochoa C, 2008. Petrology and geochemistry of lava and ash erupted from Volcán Colima, Mexico, during 1998–2005. J. Volcanol. Geotherm. Res. 174 (4), 241–256.
• Scandone R, Cashman KV, Malone S.D, 2007. Magma supply, magma ascent and the style of volcanic eruptions. Earth Planet. Sci. Lett. 253 (3–4), 513–529.
• Shea T, Hammer JE, 2013. Kinetics of cooling- and decompression-induced crystallization in hydrous mafic-intermediate magmas. J. Volcanol. Geotherm. Res. 260, 127–145.
• Sheridan MF, Wohletz KH, 1981. Hydrovolcanic explosions: the systematics of water-pyroclast equilibration. Science 212 (4501), 1387–1389.
• Sisson TW, Bacon CR, 1999. Gas-driven filter pressing in magmas. Geology 27 (7), 613–616.
• Sparks RSJ, 1997. Causes and consequences of pressurisation in lava dome eruptions. Earth Planet. Sci. Lett. 150 (3–4), 177–189.
• Sparks RSJ, 2003. Forecasting volcanic eruptions. Earth Planet. Sci. Lett. 210 (1–2), 1–15.
• Taddeucci J, Pompilio M, Scarlato P, 2002. Monitoring the explosive activity of the July– August 2001 eruption of Mt. Etna (Italy) by ash characterization. Geophys. Res. Lett. 29 (8) (71-71-71-74).
• Taddeucci J, Pompilio M, Scarlato P, 2004. Conduit processes during the July–August 2001 explosive activity of Mt. Etna (Italy): inferences from glass chemistry and crystal size distribution of ash particles. J. Volcanol. Geotherm. Res. 137 (1–3), 33–54.
• Watanabe K, Danhara T, Watanabe K, Terai K, Yamashita T, 1999. Juvenile volcanic glass erupted before the appearance of the 1991 lava dome, Unzen volcano, Kyushu, Japan. J. Volcanol. Geotherm. Res. 89 (1–4), 113–121.
• White JDL, Houghton B.F, 2006. Primary volcaniclastic rocks. Geology 34:677–680. http://dx.doi.org/10.1130/G22346.1.
• Woods AW, Koyaguchi T, 1994. Transitions between explosive and effusive eruptions of silicic magmas. Nature 370 (6491), 641–644.
• Wright HMN, Cashman KV, Mothes PA, Hall ML, Ruiz AG, Le Pennec J.L, 2012. Estimating rates of decompression from textures of erupted ash particles produced by 1999–2006 eruptions of Tungurahua volcano, Ecuador. Geology 40 (7), 619–622.

Notas

1. Instituto Geofísico, Escuela Politécnica Nacional, Quito, Ecuador.
2. U.S. Geological Survey and USAID Office of Foreign Disaster Assistance, Volcano Disaster Assistance Program (VDAP), Cascades Volcano Observatory, 1300 SE Cardinal Court, Vancouver, WA 98683, USA.
3. Departamento de Metalurgia Extractiva, Escuela Politécnica Nacional, Quito, Ecuador.
4. Ludwig-Maximilians-Universität München, Earth and Environmental Sciences, Munich, Germany

Medios