Introducción

El volcán Turrialba (aprox. 3325 m s.n.m), ubicado en el límite oriental de la cordillera vol- cánica central (CVC) de Costa Rica, constituye un estratovolcán complejo, que comparte la mis- ma base con el volcán Irazú y se encuentra apro- ximadamente a 16 km al NW de la ciudad de Turrialba. Posee la particularidad de ser el único volcán activo de la CVC de Costa Rica que está desplazado hacia la parte trasera del eje volcáni- co principal (Porvenir-Poás-Barva-Irazú), ubica- do 10 km al NE del Irazú, con focos volcánicos alineados en sentido NE-SW, por lo que difiere también del resto de los volcanes de la CVC, que poseen desarrollo de estratovolcanes menores y conos satelitales en sentido N-S (Alvarado et al., 1986; Montero, 1994).

El Turrialba es uno de los cinco volcanes históricamente activos de Costa Rica, donde se han verificado al menos siete periodos explosivos principales en los últimos 3500 años y, dentro de ellos, su primer periodo de actividad histórica se registró en 1864-1866 (Reagan et al., 2006) y uno nuevo se inició en el 2010 y se mantiene hasta el presente (última erupción al momento de la edición, el 28 de julio del 2019).

La característica morfotectónica más impor- tante del volcán Turrialba es su graben cuspidal NE-SW y una caldera de avalancha desportillada hacia el NE, limitada por las fallas Ariete y Elia (Soto, 1988; Reagan et al., 2006) que, junto con la alineación de cráteres y conos secundarios, revelan un control estructural en este macizo (Alvarado et al., 1986). En la literatura existe in- formación general sobre el tipo de fallas que se presentan en el graben del macizo, particularmen- te en los trabajos de Soto (1988, 2012), Reagan et al. (2006) y Linkimer (2003). Sin embargo, existen pocos datos estructurales y morfotectóni- cos en detalle. Debido a lo anterior, surgen varias inquietudes: ¿Por qué cambia la dirección de los esfuerzos corticales y alineamiento de estructu- ras principales entre el Irazú (N-S y E-W) y el Turrialba (NE-SW)? ¿Se puede explicar de una mejor manera el origen de la compleja morfolo- gía del graben/caldera de avalancha/circo glaciar (?) (Reagan et al., 2006) del complejo volcánico Turrialba? y ¿Tendrán relación volcanoestruc- tural y temporal con la caldera de avalancha de Coliblanco? (Alvarado et al., 2004).

Partiendo de estas interrogantes y otras trata- das más adelante, el presente trabajo tiene como objetivo realizar una descripción geomorfológica y estructural más detallada de las estructuras vol- cánicas, tectónicas y erosivas citadas de la cima del Turrialba. Además, de manera más ambiciosa, el trabajo pretende proponer un modelo volcano- tectónico que responda a los cuestionamientos, así como abrir la discusión sobre la naturaleza de las estructuras presentes en el volcán Turrialba.

Metodología y terminología

Se recopiló información bibliográfica exten- sa con el fin de conocer trabajos previos sobre este tema, abarcando ramas de la geología como la geomorfología, la tectónica y la sismología. Se consultaron textos y mapas, tanto en físico como en digital, ubicados en la base de datos de la bi- blioteca de geología de la Universidad de Costa Rica, bibliotecas privadas e información académi- ca de la RSN y del OVSICORI.

Por otro lado, se realizó trabajo de campo en el I Semestre del 2019 en el volcán Turrialba y alrededores, para el levantamiento y descripción de cortes geológicos, en busca de evidencias de fallamiento; también toma de datos estructura- les y observación de la geomorfología del sitio. Además, se utilizó un drone (vehículo aéreo no tripulado) con el fin de tomar fotografías aéreas oblicuas para la observación de geoformas.

Para el análisis morfotectónico del macizo se utilizaron fotografías aéreas de drone, también las tomadas con cámara manual. Asimismo, se utili- zó imágenes satelitales de Google Earth, pares estereoscópicos de fotografías aéreas del proyec- to TERRA y sobrevuelos del Instituto Geográfico Nacional (IGN). Para la creación de mapas, se uti- lizaron Sistemas de Información Geográfica (SIG), como QGIS e Ilwis; también una base topográfi- ca con curvas de nivel extraídas del IGN (2016). Estos mapas tienen una escala 1:25 000, con curvas guía cada 20 m y auxiliares cada 10 m, lo que per- mitió la generación de modelos de sombras y de elevación digital (MED) del sitio con resolución de 10 m, con el fin de mejorar el análisis de las morfologías asociadas con el fallamiento en esta zona. Aunado a esto, se aplicó a la base topográ- fica un análisis morfométrico direccional (Wood, 1996; Willson y Gallant, 2000), para resaltar las geoformas asociadas al fallamiento y ayudar a la interpretación morfotectónica del volcán. Se utilizó el complemento de análisis de dirección de pendientes de Qgis, con una partición en dos rangos (0-180° y 180-360° azimut).

Se recolectó información de sismos extraídos de la Red Sismológica Nacional (RSN: UCR- ICE), dentro de la cual también se encuentran se- ñales provenientes del OVSICORI (UNA), cuya base de datos abarca desde 1991 hasta marzo del 2019. En la recopilación de sismos se establecie- ron parámetros preliminares como: profundidad menor a 10 km; magnitud mayor a 2,5 Mw; cober- tura azimutal (gap) <100; número de estaciones mínimo de 15; rms menor a 0,5. Así se obtuvieron 22 sismos con una buena localización. La lectura manual de las llegadas de artículos se realizó uti- lizando el paquete de software SEISAN. Se apli- có un esquema de pesos para la lectura de fase, con factores de calidad que varían entre 0 para la incertidumbre de lectura más baja (±0,05 s) a 4 (>0,4 s); para lecturas con incertidumbre mayor no se usaron para modelar. Se determinaron los mecanismos focales para eventos con la mejor calidad de ubicación y con al menos 15 polari- dades; estos criterios generaron 7 eventos. Los mecanismos focales se determinaron con la programa FOCMEC (Snoke et al., 1984), utilizando polaridades de onda P. Se indagaron soluciones cada 5º, de manera que estos planos permitieran separar totalmente los grupos de observaciones de compresión y dilatación. La calidad de los meca- nismos focales se determinó de acuerdo con el nú- mero de polaridades disponibles, su distribución azimutal, el número de errores de polaridad y el número de soluciones posibles. Se realizaron ca- tegorías donde se eligió como calidad A, a aquella con un número de soluciones menor a 50, todas ellas con poca variación entre sí, mientras que las de calidad B poseen un evento con mayor Gap, menos polaridades y más de 50 soluciones. Es im- portante tener en cuenta que la localización de los sismos y la creación de mecanismos focales se rea- lizó con el modelo de corteza utilizado por la RSN, el cual toma como base 0 km el nivel del mar; esto debe ser tomado en cuenta cuando se trabaja con estructuras volcánicas someras (Cuadro 1).

En el presente trabajo se va a denominar cal- dera de avalancha (Leyrit, 2000), también llama- da depresión de avalancha (Szakács y Seghedi, 2000), al anfiteatro de un colapso sectorial en un volcán con bordes escarpados y limitado por fallas de deslizamiento laterales, que originó un depósito de avalancha de escombros volcánica. El término avalancha de escombros volcánica o avalancha volcánica, como una traducción del tér- mino en inglés, volcanic debris avalanche, es de amplio uso y aceptación dentro de la comunidad científica vulcanológica hispanoparlante (García- Cacho, 2010; Murcia et al., 2013).

Marco tectónico y trabajos previos

Las unidades geológicas que constru- yen el macizo del volcán Turrialba se dividen en dos grandes grupos: Paleo-Turrialba (600-250 ka) y Neo-Turrialba (<250 ka). Neo-Turrialba (apro- ximadamente 90 km²), que corona el macizo y es de interés para este trabajo por poseer las mejores evidencias de fallamiento del sistema Ariete-Elia, tuvo dos fases constructivas importantes: 100-60 ka y 10 ka-Presente (Ruiz et al. 2010). Con cola- das de lava basálticas hasta dacíticas de edades entre los 99 ka y los 3 ka; mientras que los conos parásitos Armado (61 ka) y Tiendilla, que forman parte de este conjunto, poseen coladas de lava principalmente basálticas hasta andesíticas (Ruiz et al. 2010).

Los productos explosivos varían composicio- nalmente desde basaltos hasta dacitas y se interca- lan con coladas de lava (Reagan et al., 2006; Ruiz, et al., 2010). Entre estas capas, las tefras represen- tadas por niveles centimétricos hasta métricos de cenizas y lapilli con paleosuelos, con colores y to- nos variados (blanquecinos, anaranjados, cafés y casi negros) con edades inferiores a 3 ka (Reagan et al., 2006) son las que interesan en el presente trabajo, dado que las fallas secundarias asociadas a la Ariete cortan esta secuencia piroclástica.

El volcán Turrialba está emplazado en una zona de fractura con dirección NE, con fallas transversales y traseras al eje volcánico de la CVC (Stoiber y Carr, 1973), aunque a nivel más regional está influenciado por diversas fallas con rumbos NE-SW, E-W y NW-SE (Fig. 1) en sus di- versas vertientes y flancos (Soto, 1988; Montero, 1994; Linkimer, 2003).

El Neo-Turrialba presenta un control es- tructural principal evidenciado por sus tres crá- teres principales alineados NE-SW (cráter SW o Activo, cráter Central y cráter NE), los conos secundarios Armado y Tiendilla en su flanco SW con orientación NE (Alvarado et al., 1986), estruc- turas lineales relacionadas con las fallas Ariete y Elia a lo largo de un graben cuspidal (Soto, 1988; Linkimer, 2003) y una caldera de avalancha abier- ta hacia el NE (Soto, 1988; Reagan, 1987), lo que confirma la zona de debilidad tectónica (Stoiber y Carr, 1973). Esta caldera de avalancha y sus de- pósitos hacia Bajos de Bonilla o Bajos del Volcán, es propuesta por Reagan et al. (2006) como una morfología presuntamente modificada por la pre- sencia de un glaciar durante la última glaciación, aspecto todavía no demostrado.

La falla Ariete, junto con la falla Elia, confor- man los límites de este graben, que afecta al macizo generando importantes morfologías; la falla Ariete se encuentra al SSE del volcán, mientras que la Elia al NNE (Soto, 1988). Soto (1988, 2012) men- ciona que la traza de la falla Ariete posee una longi- tud de 11 km y un escarpe fácilmente identificable en fotografías aéreas; además, hace mención a fallas normales sintéticas en piroclastos de menos de 2000 años de antigüedad en la cima del volcán, por lo que la asocia con actividad neotectónica en perfecto ali- neamiento con el escarpe de la quebrada Ariete (S-SE del macizo). Adicionalmente, Soto (2012) ha identificado pequeñas fumarolas y salidas de vapor en el sector sur del volcán, precisamente en el tra- zo de la falla Ariete. Por otro lado, menciona que morfológicamente la falla Elia se define con base en el lineamiento NE de los cráteres ubicados en la cima del volcán Turrialba y en el escarpe del río Elia (NNE). Por último, Linkimer (2003) interpreta una falla transcurrente sinestral hacia el NE de la caldera de avalancha que posee el mismo rumbo de la falla Elia.

Linkimer (2003) asigna una longitud de 8 km a la falla Ariete, con orientación N40°E y menciona que posee un escarpe muy lineal de aproximadamente 20 m de altura, la considera normal y con planos de falla presumiblemente verticales. Este mismo autor, le atribuye tres segmentos: el más occidental posee una expre- sión débil y se caracteriza por un cambio de pen- diente y por un tramo lineal de 250 m y 500 m en el cauce de los ríos Turrialba y Jesús María. El segmento central tiene un carácter prominen- te, caracterizado por un contraescarpe lineal de hasta 20 m de altura, donde discurren tanto la quebrada Ariete como el río Aquiares, en un tra- mo cercano al kilómetro. Por último, el segmen- to oriental se ubica en el camino de ascenso al volcán; se trata de una expresión juvenil que co- rresponde con un contraescarpe de 5 m de altura y un valle lineal de una pequeña quebrada. Por otro lado, Linkimer (2003) considera la falla Elia como una falla normal con un rumbo que varía entre N20°E y N45°E.

La sismicidad igualmente apoya la existen- cia de fallamiento activo. Los estudios sismo- lógicos en el volcán Turrialba se iniciaron en 1982, donde se registraron dos enjambres sísmi- cos dentro del edificio volcánico. Inicialmente, Güendel (1985) estudia un enjambre que ocurrió en el flanco SW del Turrialba y SE del Irazú, en- tre el 4-5 de junio con una magnitud máxima de 2,8 Mw, mientras que el otro enjambre se reporta el 23-24 de septiembre de ese año con una mag- nitud máxima de 4,0 Mw. Ambos con una longitud de ruptura de 12 km (Morales y Montero, 1984; Güendel, 1985; Barquero y Alvarado, 1989) (Cuadro 1).

Según Fernández et al. (1998), el sismo de mayor magnitud reportado en setiembre fue de 3,6 Mw en la falda SW del volcán Turrialba y en el enjambre de junio se registraron 4 sismos con magnitud entre 2,5 y 3,6 Mw. Las principa- les localidades donde fueron sentidos los sis- mos son: San Rafael de Irazú, Pacayas, Buenos Aires de Alvarado, La Esperanza y Santa Cruz de Turrialba; las primeras tres localizadas al sureste del cráter del Irazú y las dos últimas más cerca del volcán Turrialba, lo que sugiere que los prin- cipales eventos ocurrieron al WSW del Turrialba (Fernández et al., 1998). Con respecto a los even- tos sísmicos principales, los movimientos se con- centraron entre los dos macizos volcánicos, espe- cíficamente entre los cerros Tiendilla y Liebres, consistente con los reportes de intensidad, ya que fue al sur de ambos conos donde se sintieron más fuertemente los sismos. Según Fernández et al. (1998), las ubicaciones epicentrales permiten asociarlos con las fallas Ariete y Elia.

Por otra parte, Güendel (1985) y Fernández et al. (1998) encontraron una solución de meca- nismo focal compuesto, con uno de sus planos nodales de rumbo N46°E de tipo inverso, con componente transcurrente sinestral, lo que se aproxima a la orientación de las fallas Ariete y Elia (Cuadro 2)(Fig. 1), el cual fue asociado con la zona de debilidad volcanotectónica con dicha orientación (Alvarado et al., 1986).

El graben complejo del Turrialba

Evidencias morfotectónicas

El macizo volcán Turrialba presenta múlti- ples evidencias de fallamiento reciente, colapsos volcánicos sectoriales y crecimiento de estructu- ras relacionadas con la acumulación de productos volcánicos, todo esto se traduce en un complejo sistema tectovolcánico. Para simplificar su estu- dio, se dividió la zona de fallamiento (falla Ariete y Elia) en dos dominios morfotectónicos que se describen a continuación:

Dominio morfotectónico NE

Este dominio se caracteriza por la presencia de tres cráteres volcánicos y una depresión nor- malmente interpretada como un graben con un colapso sectorial asociado (Fig. 2). Los cráteres están alineados a lo largo de 1,3 km y están orien- tados N55°E. El graben posee 3,5 km de largo, 2,8 km de ancho, alturas entre 400-800 m, con paredes subverticales que poseen ángulos de in- clinación promedio de 50° y máximo de 75°. Su orientación aproximada es de N50°E y está limi- tado por un sistema complejo de fallas (Ariete y Elia, extendidas paralelamente) definido en la li- teratura como del tipo normal (Linkimer, 2003). La zona de colapso se caracteriza por ser una cal- dera de avalancha que comparte el espacio con el graben, de 6 km de longitud y 2,5 km de ancho, con una orientación similar a la del graben, sin embargo, en su sección final presenta un cambio de rumbo y está desportillando hacia el N (Fig. 2). La morfología presente en los escarpes prin- cipales en este dominio muestra un patrón de dre- naje medianamente disectado y una disposición irregular, que evidencian su naturaleza princi- palmente erosiva, asociada a uno o varios episo- dios de avalancha. Además, su ligera tendencia rectilínea se puede explicar por un control es- tructural por parte del sistema de fallas presente. Resumiendo, es probable que la avalancha volcá- nica aprovechara las zonas de debilidad causadas por las fallas y esto favoreció su extensión y dis- posición similar a la estructura de graben. Por esta razón, lo más factible es que los planos reales de las fallas Ariete y Elia en este dominio posean una mayor inclinación a la presentada en la topografía. Una de las morfologías asociadas al falla- miento más importante de este dominio es el ali- neamiento de algunas quebradas. En el caso de la falla Ariete, varios drenajes se alinean con direc- ción N60°E por un tramo de 3 km, mientras que para la falla Elia, la quebrada homónima se alinea con dirección N50°E por un tramo de 2 km.

Otra de las morfologías, con el mismo rumbo de las fallas Ariete y Elia, se localiza en el límite E del colapso (coordenadas 529488E-1111540N), en correspondencia con dos alineamientos de que- bradas que discurren hacia el NE con dos escarpes que cortan el borde del anfiteatro, presentando un movimiento sinestral, los cuales coinciden con lo fotointerpretado por Linkimer (2003) en las foto- grafías del proyecto TERRA. Estos escarpes, se asocian con la falla Ariete y Elia; para la falla Ariete, la longitud es de aproximadamente 1,3

Asimismo, el sistema de fallas en este do- minio genera posibles lomos de presión (528040 E-1110762 N) observados en las fotografías aé- reas e imágenes de Google Earth TM, los cuales se manifiestan con un levantamiento de la superfi- cie alineado con las trazas de falla. Finalmente, en la zona de cráteres se presenta una serie de mor- fologías leves, bordes de cráteres inusualmente lineales (525964 E-1107969 N) y pequeñas lomas y depresiones alineadas (526272 E-1108166 N), potencialmente asociables con pequeñas fallas normales de orientación N-S, que revelan proba- bles esfuerzos de extensión.

Por otra parte, los trazos morfoestructurales del cráter SW o Activo visto con binoculares, su- gieren que sus paredes internas presentan gran cantidad de fracturas verticales de primer orden, de longitud decamétrica y otras de segundo orden oblicuas, e incluso posibles estrías y escalones de falla, al parecer no originados por la escorrentía superficial, indicando un alto grado de fallamien- to y fracturamiento en dicho sector cratérico, jus- to en donde en el presente período eruptivo se han formado varias bocas eruptivas.

Dominio morfotectónico SW

En el flanco SW del volcán Turrialba se ob- servan morfologías erosivas y tectónicas menos prominentes que en el dominio NE, entre las que se cuentan alineamientos (escarpes, rellanos de falla y conos) y fallamiento asociado mayoritaria- mente a la falla Ariete (Fig. 2). Los conos secun- darios, Tiendilla y El Armado (Fig. 2), poseen una forma aproximadamente circular en planta, con diámetros cercanos a 300 m y 500 m, respectiva- mente, los cuales se encuentran alineados N30°E y a una distancia máxima de 3 km al SW del cráter Activo. Esta disposición de conos deja en eviden- cia una zona de alineación volcanotectónica de aproximadamente 4 km de longitud.

Con los recientes procesos volcánicos origi- nados en el cráter activo, que se han presentado desde el 2010 al 2019 (salida de cenizas y gases), el bosque en este sector se vio afectado con la pérdida de vegetación por lo que la denudación incrementó. Ello dejó visible en fotografías e imá- genes satelitales, así como a simple vista, la pre- sencia de estructuras morfoneotectónicas no des- critas en la literatura. Con una orientación N20°E, se ubican dos escarpes paralelos entre sí y con una separación de aproximadamente 120 m (Fig. 2 y 3). El escarpe más grande posee una longitud de 800 m y una altura de hasta 8 m, mientras que el escarpe más pequeño tiene una longitud de 140 m y su altura no supera los 4 m. Estas expresiones cortan y desplazan sinestralmente varios canales de drenaje que descienden del volcán; presentan desplazamientos de 50 m hasta 100 m y están po- siblemente asociados a la falla Elia (Fig. 2 y 3).

Con respecto a las expresiones de la falla Ariete, en este sector se presenta un escarpe de 4,5 km de longitud, orientación N35°E y una altu- ra de hasta 20 m. Desde el borde sur de la zona de cráteres (donde Reagan et al., 2006 describen un afloramiento con fallamiento) se extienden una serie de quebradas con tendencia lineal y orienta- ción cercana a N-S, con longitudes que no supe- ran los 700 m, que convergen hacia el escarpe de la falla Ariete y evidencian posible movimiento normal.

Otra expresión morfológica en este dominio se asocia con dos escarpes (526322 E-1107190 N) también paralelos y lineales, que poseen una orientación N35°E y que tienen una altura cercana a los 10 m. Estas morfologías se asocian a bloques estructurales con movimiento normal secundario de la falla Ariete en dicho sector, causado por el régimen de extensión local.

Evidencias directas de fallamiento

En el sector de los cráteres del volcán, así como en los flancos SW y SE, se identificaron siete afloramientos que se asocian con fallamien- to. Tres de estos sitios se asocian directamente con la falla Ariete, los cuales son:

Afloramiento 1

Se ubica cerca de la casa de guardaparques (526376 E-1107257 N) y presenta 2,5 m de alto por 3 m de largo. Se observaron capas de cenizas

Afloramiento 2

Se localiza cercano al refugio de protección para balísticos N.° 7 (526431 E-1107357 N); el afloramiento presenta dimensiones de 60 cm de alto por 1,3 m de largo. En la base se observa una capa centimétrica de lapilli con ceniza muy alte- rada (asociado probablemente con actividad freá- tica); sobre esta se presenta una capa de ceniza gris media con espesor variable (15-22 cm). Estas capas se encuentran cortadas por una falla con un movimiento inverso aparente (25 cm aproxima- damente). Hacia el techo, se encuentra una capa centimétrica de suelo compuesto de ceniza fina, seguida de una capa decimétrica de lapilli, las cuales no presentan fallamiento (Fig. 5).

Afloramiento 3

Se observó en las coordenadas (526474 E-1107483 N, altitud: 3150 m s.n.m.) un ma- nantial que aflora cercano al escarpe de la falla Ariete. Considerando la presencia de la falla, la gran altitud del manantial (uno de los más eleva- dos del país) y el hecho de que solo en ese sector se pudo observar la emanación de agua, se podría relacionar con la tectónica, pero requiere más es- tudios a futuro.

El siguiente afloramiento se asocia con la falla Elia:

Afloramiento 4

Se localiza en las coordenadas (525002 E-1107119 N) y corresponde con uno de los dre- najes desplazados sinestralmente al SW del vol- cán, específicamente en la zona de inflexión en la topografía provocada por la falla. En el borde del cauce de este canal se observan capas de ceniza centimétricas a métricas con buzamientos subho- rizontales, que no son coincidentes con los buza- mientos típicos de los depósitos en la ladera del volcán, que suelen estar inclinados a favor de la pendiente del flanco.

En otros tres afloramientos se recuperaron evidencias de movimientos tectónico, aunque no se asocian con alguna falla en específico, pero sí con el sistema en general:

Afloramiento 5

Se localiza cerca de “la casa de los Ulloa” (526772 E-1107035 N). Se observaron capas cen- timétricas de ceniza fina en la base, cortadas por al menos 7 fallas secundarias con separaciones nor- males aparentes de 20 cm. También se observaron capas métricas y centimétricas con intercalaciones de ceniza media y lapilli cortadas por fallas, con separaciones verticales de 13 cm. Hacia el techo se observa solo una capa métrica de ceniza media, lapilli y suelo sin desplazamiento alguno (Fig. 6).

Afloramiento 6

Se localiza en el flanco W del volcán Turrialba, en la quebrada División (523944 E, 1108412 N), donde se observa la presencia de una falla cubierta por ceniza reciente, con rumbo N75°-80°W y bu- zante 65°S con una componente de rumbo dextral.

Afloramiento 7

En la zona de los cráteres del volcán Turrialba (526266 E, 1108349 N), se observa la presencia de una falla con una orientación N5°E, y que corta el cerro San Enrique. Esta es la comprobación de la falla descrita por Reagan (1987) mencionada anteriormente.

Evidencias de cinemática de fallas

Las evidencias de cinemática de falla pre- sentes en el macizo se dividen en tres tipos, dos de ellos se describieron anteriormente como criterios morfotectónicos (escarpes y canales de drenaje desplazados sinestralmente) (Fig. 2 y 3) y criterios directos (desplazamientos aparentes vistos en cortes geológicos que evidencian mo- vimiento normal e inverso). El tercero son los criterios sísmicos, que corresponden con los mecanismos focales realizados para este trabajo, cuyos epicentros están localizados a lo largo del sistema Ariete-Elia (Fig. 7) y revelan movimien- tos de rumbo sinestrales e inversos.

Modelo volcanotectónico

Está bien establecido que, en la parte central de Costa Rica, el eje compresivo máximo de esfuerzos horizontales posee un rumbo general promedio de N10-22°E (Montero, 1994; López, 1999). Esta deformación tectónica por la acción de esfuerzos, puede dar lugar a varios tipos de fallamiento: compresivo, que involucra fallas inversas (con orientación cercana a E-W) y plegamientos: extensional, dominado por fallas normales (con orientación cercana a N-S) y fallas de rumbo dextrales (principalmente con orientación NW) y sinestrales (principalmente con orientación NE), además de sistemas de fallas compuestas siguiendo un modelo teórico de cizalla tal y como fue propuesto originalmente por Riedel (1929), Ramsay (1967) y, para el país, por Montero (1994, 2001).

El modelo estructural manejado en la litera- tura, de un graben simple con orientación NE en el Turrialba, permite explicar algunas evidencias directas del fallamiento, interpretadas como nor- males, que a su vez explicarían la formación de ciertos tipos de calderas de colapso sectorial per- pendiculares a las fallas, tales como la Ariete y Elia (Melnick et al., 2006). Sin embargo, muchas de las evidencias encontradas en este trabajo y ex- puestas anteriormente, no pueden ser explicadas en su totalidad por un régimen estrictamente ex- tensional, por lo que, deben existir otros procesos tectónicos más complejos en el macizo. Por esta razón se discute y analiza la información bajo el lente de un nuevo modelo a proponer.

Geométricamente, la falla Ariete se extiende a través de toda la zona volcánica, sin embargo, la falla Elia se extiende desde el NE hasta la zona de cráteres, a partir de este sector no muestra expre- siones superficiales; en un graben simple, ambas fallas cortarían los materiales de edad similar (como lo hacen en sector NE), pero en este ma- cizo una de las dos fallas limitantes (Elia) deja de cortarlos en superficie de forma brusca. Aunado a esto, la falla Ariete en el sector de los cráteres pre- senta un cambio de rumbo de aproximadamente 15°, pasando de N50°E a N35°E, sugiriendo una interacción más compleja entre ambas fallas. En la figura 1 se muestra el contexto tectónico regio- nal de la zona y se puede observar que la orienta- ción y posición de las fallas Ariete-Elia coincide con fallas de rumbo sinestrales en el diagrama de cizalla de Riedel (1929).

Morfológicamente, el colapso volcánico del Turrialba tiene una tendencia paralela a las fallas principales por varios km (alrededor de 4 km), no perpendicular a estos como sería de esperar en fallamiento normal, pero si esperable en un fa- llamiento de rumbo. En las fotografías oblicuas se pudieron observar desplazamientos sinestra- les en quebradas de las laderas al SW del volcán (Fig. 3), lo que es sugestivo de fallamiento de rumbo sinestral.

En un entorno puramente extensivo no se es- pera encontrar fallamiento con una componente inversa como el observado en el afloramiento 2 (Fig, 5) o los mecanismos focales inversos ci- tados. Además, los planos de la mayoría de las fallas observadas en el campo y descritas en va- rios trabajos (sección marco tectónico y trabajos previos), incluyendo el presente estudio, poseen ángulos de inclinación altos (superiores a 70°) y en algunos casos subverticales, situación que no es coincidente con un fallamiento puramente normal, pero sí es esperable para zonas de fallas transcurrentes. La morfología, los mecanismos focales de Güendel (1985) (Fig. 1) y los realiza- dos para este trabajo (Cuadro 2, Fig 7) sugieren una cinemática de rumbo sinestral (con compo- nente inversa en el caso de Güendel, 1985). La orientación de los planos nodales (Fig. 7) apoya lo anterior, al ser similar a la de las fallas en la zona comprendida entre la finalización de la traza de la falla Elia, la zona de cráteres (con evidencias mor- fológicas y de emisión difusa de CO2 para peque- ñas fallas normales N-S, Fig, 3) y la continuación hacia el SW de la falla Ariete. Estas morfologías, la geometría de las trazas de falla, así como la ci- nemática, sugieren un régimen de extensión local y una interacción tipo cuenca de tracción entre las fallas, por lo que en este segmento del sistema se propone un régimen transtensivo (Fig. 8).

La zona en donde se presentan las fallas hacia el NE y se desarrolló el colapso lateral del maci- zo, posee escarpes paralelos a las trazas de falla con ángulos menores a 70°, que coincide con un modelo de graben (siendo las morfologías más prominentes en el Turrialba), pero también coin- cide con un modelo de fallas transcurrentes (cu- yos planos se esperarían subverticales), porque la presencia de una caldera de avalancha sugiere que estos escarpes son principalmente erosivos y no los planos de las fallas Ariete y Elia exhumados por la erosión; probablemente deben su tendencia lineal al control por fallas, lo que explicaría su li- nealidad y ángulo menor al esperado. Los planos reales de las fallas se suponen más verticales en profundidad. Los desplazamientos sinestrales en el borde E del anfiteatro (Fig. 2) sugieren movi- miento de rumbo sinestral para el sistema en este sector. Al ser las trazas de las fallas interpretadas en este sitio, semiparalelas, se espera una interac- ción de carácter compresivo para la masa entre ellas con un eje de máximo esfuerzo orientado aproximadamente N-S, lo cual es sugestivo de un régimen transpresivo local (Fig. 8). Los esfuerzos de compresión posiblemente generaron fallas in- versas secundarias con orientación aproximada E-W y un proceso de domificación (plegamiento) progresiva. Aunado a esto, la hidrotermalización de los materiales se vio favorecida por la densa fracturación que dio paso a los fluidos volcáni- cos. Todos estos factores ayudaron al despegue y formación del colapso sectorial o caldera de ava- lancha, que se tradujo en una o varias avalanchas de escombros volcánicas. La cuenca de tracción resultante es la caldera NE del volcán, modificada por la erosión posterior (escorrentía superficial y deslizamientos menores) pero poco probable por una antigua glaciación, aunque sí algo de nieve debió existir en la cumbre del Turrialba.

En vista de que el modelo de graben sim- ple no coincide con las nuevas evidencias encon- tradas en el macizo durante esta investigación, ni con las evidencias anteriores, se propone un nuevo modelo volcanoestructural para el volcán Turrialba, en donde el control estructural del sis- tema de fallamiento Ariete-Elia (Fig. 8 y 9), re- sulta mejor explicado por un comportamiento complejo de transtensión y transpresión a lo largo del edificio volcánico (Fig. 8). Ambas fallas se proponen como transcurrentes sinestrales con una componente normal, donde en el sector NE son paralelas por varios kilómetros bajo un régimen transpresivo por la naturaleza de su movimiento y su geometría. En la zona de los cráteres se da un relevo y la falla Elia no continúa cortando hacia el SW. Por otro lado, la falla Ariete y los conos se- cundarios presentan un cambio de rumbo de unos 20-30°con respecto a los cráteres principales y las trazas NE de las fallas, probablemente cau- sado por una flexura de falla en profundidad, aunado a la interacción de la falla Ariete con la falla Elia, lo que genera un régimen trans- tensivo que provoca una cuenca de tracción en la zona principal del actual edificio volcánico, con pequeñas fallas normales N-S. En conjunto, forman una estructura en flor negativa cuspidal del volcán. Justamente, este sector extensional es el que ha permitido el ascenso de magma por esta zona y, por ello, el crecimiento del edificio volcá- nico actual (Neo-Turrialba).

Este comportamiento en el volcán localiza- do en la parte trasera al eje volcánico principal y con control estructural por fallas de rumbo y no normales, como los otros de la CVC, se pue- de deber a un cambio en el basamento regional bajo el Turrialba (paleotopográfica, geológica y tectónicamente más complejo) con respec- to al basamento bajo el Irazú, que favoreció a que existiera un eje ligeramente diferente bajo el Turrialba, que cambió la orientación y el régi- men dominante entre ambos volcanes, separados tan solo por 10 km de distancia: en el Irazú con focos eruptivos N-S y E-W, mientras que en el Turrialba NE-SW.

Aplicando este nuevo modelo al análisis conceptual de algunos procesos que se presentan en este volcán, se pueden obtener soluciones más congruentes con los comportamientos esperables en este tipo de sistemas, por ejemplo, el problema de la migración paulatina de la actividad erupti- va hacia el SW en los cráteres (mencionado por Seebach, 1865 y Alvarado, 1989). Hasta ahora, no se ha explicado por qué la actividad en este volcán migra, inclusive el actual periodo erupti- vo inició en fracturas de extensión al SW del ter- cer cráter para derivar en el actual cráter activo. Esta migración de la actividad hacia el SW se explica porque la apertura de la cuenca de trac- ción progresa en esta dirección con el paulatino movimiento sinestral de las fallas, provocando fracturas más jóvenes y ensanchadas a medida que avanza y reduciendo el espacio en las más antiguas; las fallas juveniles ofrecen un camino más fácil para el ascenso del magma canalizando así la actividad hacia las fracturas más recientes de la cuenca de tracción al SW del sistema con- forme este se desarrolla.

Adicionalmente, resulta muy probable que el sistema de fallamiento del Turrialba favorezca en un futuro nuevas avalanchas de escombros volcá- nicas, debido a que los movimientos de las fallas podrían generar más levantamientos o zonas de alto fracturamiento y extensión favoreciendo estos procesos de colapso hacia el NE y eventualmente hacia el SW del edificio volcánico en donde se presenta una alta densidad de fracturamiento y fuerte hidrotermalización.

Este sistema en el Turrialba también permite explicar otros procesos, por ejemplo, en el flanco austral del edificio volcánico del Turrialba, se re- conoce un gran anfiteatro con forma de herradura irregular de 5 km de largo por 2,5 km de ancho, desportillado hacia el SE, el cual fue interpreta- do como una caldera de avalancha o de colapso sectorial. El anfiteatro se denomina Coliblanco y el depósito de la avalancha de escombros volcá- nico se conoce como Angostura, con una edad de 17 ka (Alvarado et al., 2004). Adicionalmente, el sismo de Capellades del 30 de noviembre de 2016 (Mw 5,5, Linkimer et al., 2018), asociado con la falla Liebres (Fig. 1), ocurrió muy cerca de este anfiteatro. La falla Liebres parece ser continuidad de las fallas Río Sucio y Blanquito, mientras que en forma transversal y en la base del anfiteatro se ubica la falla Capellades; estas fallas son predomi- nantemente de rumbo dextrales y con orientación NW (Montero y Alvarado, 1995; Linkimer et al., 2018). Tras la ocurrencia de dicho terremoto, se replantea que la posible causa de dicho colapso hace 17 ka, pudo ser un paleoterremoto, donde los esfuerzos imperantes en el Turrialba permiten ex- plicar, también, aspectos relacionados con dicho colapso sectorial.

Como el tipo de fallas y su longitud varían en el presente trabajo con respecto a estudios anteriores, se recalculó su potencial sísmico, a lo que se estima una magnitud máxima Mw 6,2 para la falla Ariete y Mw 6,0 para la falla Elia, basados en las relaciones empíricas de Wells y Coppersmith (1994).

Finalmente, en otras regiones del mundo se ha observado vulcanismo en zonas de fallamien- to transcurrente que guardan importantes simi- litudes con el Turrialba en aspectos morfotectó- nicos, colapsos sectoriales asociados (dirigidos en dirección de las fallas) e incluso disposición geométrica; entre varios, por ejemplo, en el com- plejo volcánico de Copahue-Caviahue en Chile (Melnick et al., 2006) y el Nevado de Toluca en México (Norini et al., 2008). En estos edificios volcánicos, el ascenso del magma está asociado a zonas de extensión generadas por fallas de rumbo y se presentan grandes colapsos sectoriales orien- tados con estas en zonas transpresivas, teniendo un ambiente y modelo volcanotectónico muy si- milar al acá propuesto (Fig. 9).

Conclusiones

La investigación bibliográfica, los resultados del trabajo de campo y los análisis de morfología y sísmica, nos permiten interpretar la cinemática de las fallas Ariete y Elia como de rumbo sinestral con componente normal; además permiten inferir una interacción compleja entre ellas que deriva en un régimen transpresivo y uno transtensivo a lo largo del edificio volcánico. Como consecuencia de esta interacción, se generó un graben complejo cuspidal provocado por una estructura en flor ne- gativa (en la zona de cráteres y hacia el SW) y una caldera de avalancha (hacia el NE de la zona de cráteres). Integrando e interpretando todos estos elementos, se propuso un nuevo modelo volca- notectónico para el Turrialba que busca adaptarse mejor a la realidad compleja del control estructu- ral. La extensión local en la flor negativa es la que ha permitido el ascenso del magma y, por ende, el crecimiento del Neo-Turrialba, además de ofre- cer una explicación satisfactoria al problema de la migración hacia el SW de la actividad, por la apertura de fracturas juveniles, mientras el falla- miento evoluciona en esa dirección. El prominente colapso lateral que posee este macizo en su cúspi- de, también es una consecuencia directa de la inte- racción anteriormente descrita para las fallas que propiciaron la domificación e hidrotermalización en esta zona, lo que derivó en el despegue de una o varias avalanchas de escombros volcánicas que fueron dirigidas por el sistema de fallas.

Así, de manera integral, resulta interesante que la morfología del graben complejo del Turrialba (cuenca de tracción); su avalancha volcánica de Bajos Bonilla (o Bajos del Volcán) y la caldera de avalancha de Coliblanco tengan relación volcanoes- tructural especular, es decir, en ambos flancos. La posibilidad de que ambos colapsos sectoriales hayan sido disparados por terremotos en el pasado, plantea un peligro difícil de pronosticar en el mediano y lar- go plazo y, aunque su probabilidad es muy baja, aun así, existe un riesgo implícito, en particular la falda SW del Turrialba. Lo anterior se fundamenta en que dicho flanco está algo debilitado por su alto grado de fallamiento y fracturación, la actividad fumarólica con la generación de arcillas y la actividad eruptiva.

Debido al nuevo cálculo de potencial sísmi- co para la falla Ariete y Elia (Mw 6,2 y Mw 6,0, respectivamente) el cual es mayor al anterior- mente propuesto por otros autores, se recomienda una evaluación del riesgo en la zona del volcán y alrededores, tomando en cuenta la amenaza que representa para las comunidades cercanas. Además, sería deseable la realización de estudios geológicos-geotécnicos sobre el potencial de co- lapso sectorial en el volcán Turrialba, siguiendo la metodología planteada por Alvarado (2003), así como llevar una vigilancia del terreno mediante interferometría radar (InSAR) y con técnicas de monitoreo de deformación tradicional.

Agradecimientos

A la Unidad de Investigación y Análisis del Riesgo, Comisión Nacional de Prevención de Riesgos y Atención de Emergencias (CNE), por las facilidades logística y de información di- gital aportada para la realización de la presente investigación, a través de la Práctica Geológica 2019 (G-4116), en particular a Lidier Esquivel. Al SINAC, en particular al parque nacional volcán Turrialba por su apoyo en las visitas al campo. Los asistentes voluntarios del parque, José Carlos Casasola y José Gonzalez; quienes colaboraron en el trabajo de campo. Discusiones muy fructífe- ras realizadas con Walter Montero, Percy Denyer y César Sequeira. Un agradecimiento especial a la revisora de este trabajo, la geóloga María Dolors Ferrés López.

Referencias

Fechas de Publicación

Histórico