Modelamiento termodinámico del Volcán Llaima asociado a la erupción de 1957

Abstract

El volcán Llaima corresponde a un estratovolcán de forma cónica, ubicado en la Región de la Araucanía, Chile, a 74 km al este de Temuco. Tiene una altura máxima de 3125 m.s.n.m., cubriendo un área basal de 490 km2 con un volumen estimado en 377 km3. La erupción de 1955 - 1957 corresponde a la más grande registrada durante el siglo XX, duró aproximadamente 2 años, se clasificó como una erupción estromboliana y presento un VEI que varió de 2 a 3, sus productos dañaron las infraestructuras y zonas aledañas al volcán. El objetivo de este estudio es reconstruir la evolución físicas y químicas del cuerpo magmático que dio origen a la erupción de 1957 y entender de mejor manera los procesos pre-eruptivos del volcán Llaima. Se desarrolló utilizando los datos obtenidos de Feris (2018) y modelos termodinámicos utilizando herramientas de equilibrio de fase multicomponente y multifase incorporadas en el algoritmo MELTS. Para cumplir con el objetivo del estudio, se realizó una búsqueda bibliográfica, se definieron los parámetros a utilizar en la confección de los modelos (versión del software MELTS, temperatura, presión, fugacidad de oxígeno, y las composiciones del magma parental). Posteriormente se confecciono un modelo isobárico con cristalización fraccionada (T=1300-800ºC, p=1-2-3 kbar, QFM ±2) y un modelo polibárico con cristalización fraccionada (T=1300-800ºC, p=8.5 a 1 kbar, QFM ±2), ambos con la composición de la muestra NV 10 - Ol R - 11 rec que se propone como la composición del magma parental del evento a modelar. Se determinó que la simulación realizada en el modelo polibárico con una fugacidad QFM+1, es la que mejor se correlaciona con los datos obtenidos por Feris (2018). Se concluyo que la evolución magmática siguió una serie calco- alcalina pasando de una composición basáltica a una traqui-andesita. La cristalización del modelo comienza con espinela que corresponde a la fase que delimita el liquidus (Tliq = 1160° C), seguida de clinopiroxenos (diópsido: 1113 ° C), plagioclasa (988 º C), saturación de agua (938 ºC), olivino (918 º C) y ortopiroxeno (enstatita: 861 ºC). El cuerpo magmático que origino la erupción se forma en la corteza (entre los 25.6 a 9.8 km), donde reside durante algún tiempo, se enfría y cristaliza. Cerca del final del proceso de cristalización, se logra la saturación de agua (938ºC) y se genera un nivel donde la fracción de volátiles excede el 50% en volumen. Esta capa de masa fundida saturada de agua (y algunos cristales/fenocristales dispersos), junto con el fluido supercrítico es mecánicamente inestable, debido a la corteza más densa. Asciende por las estructuras preexistentes de la zona y, una vez que se produce la liberación de presión durante la descompresión, la energía potencial de la expansión magmática se convierte en la energía cinética de la fase gaseosa, que produce una onda de choque y la formación de columnas de erupción.