The Huayruro Project: mapping the Calicanto Inca area buried by the A.D. 1600 Huaynaputina eruption, with geophysical imaging and remote sensing

We present geophysical and remote sensing observations near the Quinistaquillas town (southern Peru), in the framework of the HUAYRURO Project. This Inca zone was buried during the A.D. 1600 Huaynaputina eruption, the most important volcanic phenomenon of the last 400 years. The eruption had a global impact, due to the volume of emitted ash (2-3 times the one emitted by Vesuvius in A.D. 79). This lead to a 1.13°C cooling of the planet and caused a worlwide agricultural crisis. During the eruption, the Calicanto-Chimpapampa zone was covered by ashes and pyroclastic flows, with a thickness in the range [1 - 20] m. From 2015 to 2017, remote sensing and geophysical methods were deployed to map a ~ 1 km*2 km area, up to 3-m depth

Physical impacts of the CE 1600 Huaynaputina eruption on the local habitat: Geophysical insights

[ESP] El impacto climático global de la erupción del volcán Huaynaputina (IEV6) en 1600 está bien documentado pero las consecuencias regionales sobre las construcciones y los habitantes están poco conocidas. La localización de varios pueblos sepultados bajo los depósitos espesos del Huaynaputina no es claramente mencionada en las crónicas españolas. Investigaciones geofísicas realizadas durante el periodo 2015-2016 sobre diferentes sitios de ruinas a menos de 16 km del cráter constituyen la parte inicial de un proyecto denominado “Huayruro”, cuyo objetivo es entender mejor los impactos físicos y socio-económicos de esta erupción. Varios métodos e instrumentos geofísicos fueron utilizados: un drone y modelos numéricos de terreno de alta resolución, un geo-radar con imágenes 3D del subsuelo, el magnetismo, las imágenes infra-rojas y el electro-magnetismo. Esta investigación geofísica preliminar ha permitido identificar la futura estratégia y la mejor instrumentación para cartografiar el área del antiguo pueblo enterrado de Calicanto, localizando con precisión su extensión y los muros de las habitaciones. Este mapeo servirá para los futuros estudios tefro-estratigráficos y arqueológicos. El objetivo final del proyecto es diseminar los resultados del estudio multidisciplinar al público incluyendo la creación de un museo de sitio

Imaging the deep interior of Piton de la Fournaise

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Deep electrical resistivity tomography along the tectonically active Middle Aterno Valley (2009 L'Aquila earthquake area, central Italy)

International audienceThree 2-D Deep Electrical Resistivity Tomography (ERT) transects, up to 6.36 km long, were obtained across the Paganica-San Demetrio Basin, bounded by the 2009 L'Aquila Mw 6.1 normal-faulting earthquake causative fault (central Italy). The investigations allowed defining for the first time the shallow subsurface basin structure. The resistivity images, and their geological interpretation, show a dissected Mesozoic-Tertiary substratum buried under continental infill of mainly Quaternary age due to the long-term activity of the Paganica-San Demetrio normal faults system (PSDFS), ruling the most recent deformational phase. Our results indicate that the basin bottom deepens up to 600 m moving to the south, with the continental infill largely exceeding the known thickness of the Quaternary sequence. The causes of this increasing thickness can be: (1) the onset of the continental deposition in the southern sector took place before the Quaternary, (2) there was an early stage of the basin development driven by different fault systems that produced a depocentre in the southern sector not related to the present-day basin shape, or (3) the fault system slip rate in the southern sector was faster than in the northern sector. We were able to gain sights into the long-term PSDFS behaviour and evolution, by comparing throw rates at different timescales and discriminating the splays that lead deformation. Some fault splays exhibit large cumulative throws (>300 m) in coincidence with large displacement of the continental deposits sequence (>100 m), thus testifying a general persistence in time of their activity as leading splays of the fault system. We evaluate the long-term (3–2.5 Myr) cumulative and Quaternary throw rates of most of the leading splays to be 0.08–0.17 mm yr−1, indicating a substantial stability of the faults activity. Among them, an individual leading fault splay extends from Paganica to San Demetrio ne’ Vestini as a result of a post-Early Pleistocene linkage of two smaller splays. This 15 km long fault splay can explain the Holocene surface ruptures observed to be larger than those occurred during the 2009 L'Aquila earthquake, such as revealed by palaeoseismological investigations. Finally, the architecture of the basin at depth suggests that the PSDFS can also rupture a longer structure at the surface, allowing earthquakes larger than M 6.5, besides rupturing only small sections, as it occurred in 2009

The summit part of Mount Etna revealed by High Resolution DC Electrical Resistivity Tomography coupled with complementary geophysical and soil gas techniques

Between 25 June and 13 July 2015 a very deep ERT profile (Pole-Dipole configuration, 40m spacingbetween electrodes and a remote electrode located at ~10km from the acquisition points) has been performedin the framework of the “MED-SUV” Project. Self-potential, soil gas concentrations (CO2, 222Rn, 220Rn, He,H2 and CH4) and soil temperature measurements were coupled to the ERT profile with a spacing of 20m(except for Rn: 40m). The NE-SW profile crossed Etnas summit craters in the middle of the 5720m ERTtotal length. Six roll along protocols of . of the dispositive (600m out of 2520m tot) have been carried outand, for the first time, a high resolution DC ERT profile reached the noticeable investigation depth of 900mb.g.l.. The results clearly evidence the central shallow hydrothermal system of Mt. Etna with large positiveself-potential anomaly, high values of temperature, 222Rn, CO2, He, H2 and CH4, in the areas where theconductive bodies reach the surface in correspondence of the summit craters and the 2014 eruptive vents(CO2, 222Rn and temperature). Structural boundaries, such as the Elliptic Crater, were highlighted by a sharpdecrease of the self-potential inside the Elliptic Crater. The high activity of 220Rn (Thoron) outside theElliptic Crater highlights shallow gas source. The resistive body identified just below the NE crater isprobably due to the over-heated plume rising from the top of the shallow feeding system towards the surface

Multidisciplinary Study of the Impacts of the 1600 CE Huaynaputina Eruption and a Project for Geosites and Geo-touristic Attractions

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Paisajes del volcán Huaynaputina: patrimonio geológico y cultural. Guía geoturística - [Boletín I 15]

La erupción del volcán Huaynaputina de 1600 d. C. (en adelante VH-1600) es la más grande ocurrida en América del Sur en época histórica (Thouret et al., 1999, 2002; Adams et al., 2001). A partir del análisis de crónicas españolas, publicaciones recientes indican que la erupción se inició el 19 de febrero y culminó luego de casi 16 días, aproximadamente el 06 de marzo. La erupción tuvo un Índice de Explosividad 6 (Thouret et al., 1999, 2002; Adams et al. 2001), así como un impacto en el clima del planeta. Basado en estudios de dendrocronología, Bria et al. (1998) identificaron una anomalía térmica de 0.8 °C en el verano de 1601 en el hemisferio norte. Más recientemente, Stoel et al. (2015) demostraron una disminución de -1.13 °C, de la temperatura global en 1601 asociado a esta erupción. Esta disminución de la temperatura fue una de las cinco mayores generadas por una erupción en los últimos 1500 años, junto a Ilopango, Salvador, en 536 EC; Samalas, Indonesia, en 1258 EC; Kuwae, New Hebrides, en 1453 EC; y Tambora, Indonesia, en 1815 EC (Sigl et al., 2015). La secuela de la erupción fue devastadora en el sur de Perú, donde provocó la muerte de cientos de personas y la destrucción de numerosos pueblos. Asimismo, la erupción modificó la morfología de la zona y sus depósitos hoy presentan características geológicas y geomorfológicas únicas, así como configuran paisajes excepcionales. Como resultado, la región tiene un patrimonio geológico y cultural muy importante que necesita ser conservado, puesto en valor y también utilizado como un recurso geoturístico. Para conocer y poner en valor el patrimonio geológico en Perú, el Ingemmet, a través del Programa Nacional de Patrimonio Geológico y Geoturismo, viene desarrollando trabajos de inventario del patrimonio geológico, propuestas de geositios y rutas geoturísticas. También viene brindando asistencia técnica para la creación de geoparques. Estos trabajos están plasmados en guías, boletines, informes técnicos y mapas, entre los que destacan las guías geoturísticas de Marcahuasi, valle de los volcanes de Andagua, Bosque de Rocas de Huayllay, Cañón del Tinajani, y boletines sobre geodiversidad y patrimonio geológico valle del Colca, la región Puno, las reservas de San Fernando y Nor Yauyos Cochas (Zavala et al., 2007, 2018, 2019, 2022a y 2022b; Zavala, Mariño & Varela, 2016; Zavala, Varela & Churata, 2016). Los trabajos desarrollados en el Colca fueron fundamentales para que el año 2019 la UNESCO aprobara la creación del primer geoparque de Perú, el “Geoparque Global Colca y volcanes de Andagua”. También, en el marco del proyecto IGCP 692 de UNESCO “Geological Heritage for Resilience to Geological Hazards”, desde el 2020 se viene promoviendo la valoración de geositios en el sur peruano para desarrollar la resiliencia de las comunidades frente a los peligros volcánicos. En los últimos años realizamos trabajos de evaluación del patrimonio geológico en áreas cercanas al volcán Huaynaputina. Los primeros resultados son la publicación científica Multidisciplinary study of the impacts of the 1600 CE Huaynaputina eruption and a project for geosites and geotouristic attractions (Mariño et al., 2021), la tesis titulada Recursos geoturísticos generados a partir del impacto de la erupción del volcán Huaynaputina del año 1600 d. C. como patrimonio geológico (Arias, 2021), y la Guía de la Primera Excursión Geoturística, Ruta del Huayruro: Pueblos sepultados por la erupción del volcán Huaynaputina de 1600 d. C. También elaboramos el Informe Técnico Patrimonio geológico asociado a la erupción del volcán Huaynaputina del año 1600 d. C. en el distrito de Quinistaquillas (Ingemmet, 2021), a solicitud de la Municipalidad Distrital de Quinistaquillas. Estos trabajos permitirán poner en valor el patrimonio geológico y cultural del volcán Huaynaputina y pueblos cercanos

Physical impacts of the CE 1600 Huaynaputina eruption on the local habitat: geophysical insights

The February-March CE 1600 eruption of Huaynaputina (VEI 6) has a well-documented worldwide climatic impact but the regional consequences of this eruption on climate, habitat and inhabitants are poorly known. The location of several villages buried below the Huaynaputina erupted deposits exceeding one meter in thickness is not clearly mentioned in the historical early Spanish chronicles. Geophysical investigations carried out during the20 15-2016 period on three different sites (Coporaque, Calicanto and Chimpapampa within 16 km from the volcano summit/crater) are the initial stage and part of a large project termed <<HUAYRURO», the objective of which is to better understand the physical and socio-economic impacts of the CE 1600 Huaynaputina eruption. An array of geophysical methods and tools was used: one drone to obtain high-resolution digital elevation models using aerial photographs, georadar 3D imaging, magnetism, infrared pictures, and electromagnetic measurements. These first two years of preliminary geophysical investigation have allowed us to clearly identify a future strategy and select the best device to map as fast as possible one of the areas, namely Calicanto, defining the X, Y and Z location of the walls of the settlements and the extent of the buried village. This map is the basis on which the future tephro-stratigraphical and archeological studies will be built up. The final goal of this project is to disseminate the results of the multi-disciplinary study to a large audience including an onsite museum

Estudio de la erupción del volcán Huaynaputina del año 1600 d. C.: Características de la erupción e impacto en poblaciones y el clima - [Boletín C 92]

El 19 de febrero de 1600 d. C. el volcán Huaynaputina (Moquegua) situado en el sur del Perú, presentó una gran erupción de tipo pliniana, la cual es considerada la erupción histórica más voluminosa de Sudamérica (Thouret et al., 1999, 2002; Adams et al., 2001), que generó uno de los más importantes impactos climáticos globales (en términos de reducción de temperatura promedio) en los últimos 1500 años (Stoffel et al., 2015). El estratovolcán Huaynaputina es parte de una agrupación de domos, construido sobre un volcán compuesto, constituido de flujos de lavas y depósitos piroclásticos emplazados durante el Pleistoceno y Holoceno. La erupción de 1600 d. C. destruyó los domos de lava y depósitos piroclásticos preexistentes que afloran en el borde del anfiteatro del volcán, cubriendo con depósitos piroclásticos los sectores proximales y distales del Huaynaputina. Thouret et al. (2002) reconocieron cinco fases eruptivas y cinco unidades tefroestratigráficas en los depósitos de la erupción: 1) un depósito de caída de tefra pliniana; 2) una secuencia de capas de cenizas interpretadas como caídas de cenizas de tipo vulcaniano; 3) una secuencia de depósitos de ignimbritas no soldadas correspondientes a una fase de flujos y oleadas piroclásticas; 4) un depósito de caída de ceniza rica en cristales (hasta 80 % de cristales libres); 5) un depósito de flujo de cenizas de pequeño volumen. Recientes estudios tefroestratigráficos permitieron realizar un recálculo de los parámetros de la erupción del volcán Huaynaputina del año 1600 d. C. Este recálculo se realizó en base a más de 670 puntos de control, donde se incluyeron 42 nuevas secciones efectuadas entre los años 2015 y 2018, ubicadas en las zonas proximal y medial del volcán. Las medidas de espesor, compiladas en una base SIG, permitieron elaborar un nuevo mapa de isópacas. Este mapa muestra que las tefras fueron dispersadas a más de 400 km, con ejes de dispersión en dirección O-NO y O para las isópacas distales, y un tercer eje en dirección O-SO para las isópacas proximales a mediales (Japura, 2018). La estimación del volumen erupcionado fue basada en modelos Power Law, Weibull, Pyle; se han adaptado los modelos de Bonadonna y Houghton (2005), Burden et al. (2011), Bonadonna & Costa (2012) para integrar la isópaca más distal posible. Se calculó un volumen de tefra actual de 8.00 a 9.93 km3 (Thouret et al., 2002ª; Japura, 2018). Recientemente, en base a modelos estadísticos, utilizando la base de datos indicada anteriormente, se ha realizado una nueva estimación del volumen de los depósitos de caída pliniana, los cuales arrojaron valores entre 13 y 14 km3, que es casi el doble de estimaciones de estudios anteriores (Prival et al., 2020). Estos datos de volúmenes obtenidos radican en que valores más bajos corresponden a medidas de espesores que no consideraron los depósitos de tefra por debajo de la isópaca de 1 cm (Prival et al., 2020). Adams et al. (2001) calcularon una altura de columna de 34 – 45 km en base a los espesores y a las medidas de clastos del depósito de caída pliniana. Con los mapas de isopletas (pómez y líticos) y utilizando el modelo de Carey y Sparks (1986), se estimó una altura de columna eruptiva entre 35 ± 2 km, con una velocidad de viento entre 10 a 30 m/s, un valor similar a las estimaciones preexistentes (Thouret et al., 2002; Japura, 2018). Prival et al. (2020) calcularon una columna eruptiva entre 26 a 31 km, considerando la cuenta de advección de viento en el penacho (Biass et al., 2015; Rossi et al., 2019). Los últimos estudios indican que la altura ha sido recalculada a 32.2 ± 2.5 km. Estudios realizados por Thouret et al. (2002) muestran una tasa de descarga volumétrica eruptiva en el rango de 5.4-6.6X104 a 1X105 m3/s, una tasa de descarga de masa (MER) de 1.3-1.6X108 kg/s. Actualmente, en base a la altura, se calculó la tasa de descarga volumétrica de 1.01x105 a 1.57x105 m3/s y un MER entre 2.20 x108 a 4x108 kg/s. Prival et al. (2020) obtuvieron valores entre 1.4x108 y 3.2x108 kg/s. Las tasas de descarga en combinación con las estimaciones de volumen nos permiten obtener duraciones de la erupción que oscilan entre 5 y 19 h (Prival et al., 2020). Este rango de valores es consistente con las 12 a 19 h estimadas a partir del análisis de las crónicas españolas (Thouret et al., 2002 en base a datos históricos interpretados por Jara et al., 2000). Estos datos nos permitieron definir el índice de magnitud de 5.8 e índice de intensidad de 11, obteniendo un Índice de Explosividad Volcánica (IEV) de 6. La densidad de la pómez se encuentra entre 0.6 y 0.7 g/cm3 para los sectores proximales, 0.8 g/cm3 para los sectores mediales y 0.9 g/cm3 para los distales. Los valores de densidad varían con un incremento horizontalmente por cada sección (ultra proximal, proximal, medial) de manera proporcional a la distancia dispersada con respecto al cráter (Cueva, 2018). La densidad aparente seca de cada subunidad del depósito de caída pliniana ha sido medida en 32 sitios, donde se tienen resultados de 0.62 g/cm3 para depósitos proximales y 0.72 g/cm3 para depósitos distales (Prival et al., 2020). La distribución granulométrica de la caída de lapilli pómez pliniana varía según las zonas de depositación. En la zona proximal y medial, el depósito de caída pliniana presenta una distribución bimodal y unimodal, mientras que en la zona distal presenta una distribución únicamente unimodal. Esto indica que la sedimentación del tamaño de partículas es variable según la distancia al cráter e influenciada por la dirección del viento (sotavento). Se realizó la distribución total de tamaño de grano para inferir el estilo de fragmentación y de erupción, donde casi el 70 % de la masa del depósito se encuentra entre -4.0 y -1.0 phi (φ), con tamaños entre 1.6 cm a 2 mm. Los componentes litológicos de los productos de la erupción han sido estudiados en base a 100 muestras de fracciones de 4, 2, 0.5 y 0.125 mm, donde la mayor parte del depósito está compuesto por material juvenil (91 %), líticos cogenéticos (4 %), líticos no juveniles (3 %) y cristales libres de plagioclasa, biotita, anfíbol y minerales opacos (1 %) para la fracción 0.4 mm. Recientes investigaciones geológicas, geofísicas y tefroestratigráficas nos han permitido identificar y conocer las características de seis de los principales poblados enterrados: Calicanto, Chimpapampa, Cojraque, Estagagache, Moro Moro y San Juan de Dios, ubicados en el flanco suroeste, sureste, sur y noroeste del cráter del volcán Huaynaputina. Se han elaborado los mapas geológicos de Calicanto, Chimpapampa y Estagagache a escalas 1:2000, 1:3000 y 1:2500. Según las columnas estratigráficas levantadas y descripciones de campo, el depósito de caída pliniana presenta espesores entre 1 a 3 m, mientras que los depósitos de flujos piroclásticos llegan hasta 6 m. Todo este material piroclástico habría cubierto los pueblos establecidos en las periferias del volcán. Se utilizaron varios métodos geofísicos para analizar las características de los pueblos sepultados: Georradar GPR, cámaras infrarrojos – térmica IR (Cámara FLIR) y Prospección Magnética GEMSYS GSM19, los que permitieron obtener radargramas y mapas de anomalías magnéticas en zonas donde las estructuras están localizadas a una profundidad entre 0.5 y 2 metros. Con el uso de la Fotogrametría con Drones (Phantom 3 y 4Pro), se obtuvieron Modelos de Elevación Digital (DEM) con alta resolución espacial (1.7 cm/píxel) e imágenes satelitales de alta resolución, que cubrieron un área de hasta 78 ha, los cuales sirvieron como base para la visualización los mapas geológicos y de prospección geofísica. Se han realizado trabajos de educación y difusión durante el periodo 2015-2019, en los dos centros más poblados, Quinistaquillas ubicado a unos 20 km al sur y Omate a unos 15 km al SO del volcán Huaynaputina. Se impartieron capacitaciones, charlas, talleres, encuestas, dirigidas a estudiantes de colegios, universidades, municipalidades y público en general con el objetivo de brindar información acerca del estudio de los volcanes y sensibilizar a la población para el manejo de crisis volcánicas. En base a la caracterización geológica y geofísica de los 6 pueblos sepultados por la erupción, se realizó un mapa geoturístico, donde se proponen 12 geositios ubicados alrededor del volcán Huaynaputina con el propósito de fomentar el turismo geológico y cultural en la zona

Hydrothermal fluid flow structures at Solfatara volcano, Somma-Vesuvius volcanic complex and Mt. Etna.

Solfatara (Campi Flegrei):We present the first detailed 3-D Resistivity model of the Solfatara-Pisciarelli area, obtained from numerousERT surveys during the “MED-SUV” Project. This inversion was performed by taking into account 44 000ERT data points, as well as surface e-m resistivity measurements and the magneto-tellurics model from A.Siniscalchi et al. respectively as surface and bottom boundary conditions. The 3-D resistivity structure wellmatches with the CO2 flux, temperature and self-potential variations at the crater surface. This model clearlyhighlights the main geological units of the area (Monte Olibano, Solfatara crypto-dome, layers of eruptivedeposits), and the structures of hydrothermal fluids flow in the Solfatara crater. We particularly focus on theFangaia liquid plume, and the feeding system of Bocca Nuova and Bocca Grande fumaroles. We also presentthe time-lapse resistivity variations measured on the eastern flank of Solfatara that show the dynamics of thisactive hydrothermal system.Somma-Vesuvius:Vesuvius is perhaps the volcano with the highest risk in the world threatening the 800,000 residents living onits slopes. In March 2014 an extensive field work was carried out in the framework of the “MED-SUV”Project. The aim of this survey was to identify the hydrothermal system and its fluid circulation dynamics aswell as the structural boundaries associated to this volcanic complex. A high resolution deep ElectricalResistivity Tomography, 64 electrodes, 40m spacing, was performed along a NW-SE profile, 7km long,coupled with self-potential, temperature (30cm depth), and soil degassing (CO2) with a step of 20m. ERTmeasurements were performed with a Wenner configuration and reached 500m depth. Inside Somma caldera,the resistivity cross-section of Vesuvius cone displays a conductive body (20-100 ohm.m) located beneaththe present-day summit crater and interpreted as its hydrothermal system. This latter is also revealed by thecharacteristic “W” shape of self-potential signal showing with its minima a hydrothermal system of aboutMED-SUV Final MeetingRome 6 | 7 April 2016491,7km in diameter. The top of the hydrothermal system is at about 200-250m below the surface, except alongfour areas characterized by vertical rising of hydrothermal fluids up to the surface. These areas have beenevidenced by temperature anomalies (increase of 6-13°C). The largest structure allowing this preferential fluidflow is the 1906s crater rim, while the two others temperature peaks are located close to the present-dayfumarolic area. In the lower part of Vesuvius cone, outside of the hydrothermal system, it is possible to detecton both side of the edifice, a sub-vertical body of about 800-1000 ohm.m isolated by higher resistivity values(2500-3000 ohm.m). The more conductive body can be associated with a break in slope in the topography andalso to higher CO2 concentration. This structural boundary seems to fit with the 1631s crater rim.Etna:Between June and July 2015 a very deep ERT profile (Pole-Dipole configuration, 40m spacing betweenelectrodes and a remote electrode located at ~10km from the acquisition points) has been performed in theframework of the “MED-SUV” Project. Self-potential (SP), soil gas concentrations (CO2, 222Rn, 220Rn, He,H2 and CH4) and soil temperature (T) measurements were coupled to the ERT profile with a spacing of 20m(except for Rn: 40m). The NE-SW profile crossed Etnas summit craters in the middle of the 5720m ERTtotal length. Six roll along protocols of . of the dispositive (600m out of 2520m tot) have been carried outand, for the first time, a high resolution DC ERT profile reached the noticeable investigation depth of 900mbgl. The results clearly evidence the central shallow hydrothermal system of Mt Etna with large positive SPanomaly, high values of T, 222Rn, CO2, He, H2 and CH4, in the areas where the conductive bodies reach thesurface in correspondence of the summit craters and the 2014 eruptive vents (CO2, 222Rn and T). Structuralboundaries, such as the Elliptic Crater (EC), were highlighted by a sharp decrease of the SP inside the EC.The high activity of 220Rn (Thoron), outside the EC, highlights shallow gas source. The resistive bodyidentified just below the NE crater is probably due to the over-heated plume rising from the top of theshallow feeding system towards the surface