Fotografía: Diego Spatafore - 2019

    PRESENTACIÓN

    En el marco de la pandemia mundial por Covid-19, Volcanología Chile en un extraordinario convenio de colaboración con Explorock S.A. han puesto en marcha un curso GRATUITO a la COMUNIDAD LATINOAMERICANA a partir del mes de Abril, con la finalidad de hacer más amena la cuarentena de la mayoría de nuestros países. Para ello, hemos contactado a un equipo académico de primer nivel, que nos acompañó hasta el 28 de Mayo. El curso está dirigido a la población general, con un lenguaje ameno y simple. Constó de un total de 16 fechas + la introducción, correspondientes a un total de 22 clases, las cuales se realizaron semanalmente los días martes y jueves en formato virtual. El curso está divido en tres unidades principales: Volcanismo, Peligros Volcánicos y Volcanología Aplicada.

     

    RESUMEN DE LA CONVOCATORIA

    El curso de Volcanología para la Sociedad tuvo una excelente acogida. El llamado a participar se inició a fines de Marzo a través de las redes sociales de nuestro equipo, de forma paralela al reclutamiento de los docentes (20 profesores de 4 países, quienes realizaron sus clases de manera gratuita). Se construyó una plataforma en colaboración con Explorock S.A., conocido sitio de cursos online de Geociencias de Perú. El 28 de Marzo, debido a la monumental convocatoria, se decidió el cierre anticipado de las inscripciones en el formulario a eso de las 13:10 UTC. Finalmente, el cierre definitivo de las listas de inscritos se realizó a las 14:40 UTC del 29 de Marzo, tomando todos los emails e inscripciones por formulario recibidas hasta esa hora. Lamentamos no poder abrir más cupos, pero esperamos la comprensión de todos nuestros usuarios. Se inscribieron 6141 personas, que incluyen todos los países de Latinoamérica. Las cifras muestran que los estudiantes son principalmente de Chile (36%), Argentina (20%), Colombia y Perú (12% cada uno), México (7%), Ecuador (5%) y otros países (8%). El 59 % de los inscritos son estudiantes (de educación secundaria, técnicos, pregrado y posgrado), el 29% profesionales, un 9% empleados sin formación universitaria y un 3% desempleados. La mayor parte de los inscritos (67%) están entre los 20 y 29 años de edad, aunque sorprende que las personas son de un espectro etario muy amplio (desde 13 hasta 75 años).

    La visualización de las clases en línea muestra que algunas han sido visualizadas hasta 12 mil veces, mientras que las más recientes acumulan casi 700 reproducciones.

    Ya que muchos inscritos solicitaron la entrega de certificados, el curso habilitó la realización de 3 evaluaciones correspondientes a las tres secciones del curso. Las evaluaciones 1 y 2 se realizaron como un formulario en línea, y se entregó  un plazo de 10 días para que los usuarios respondieran de forma relajada. También se entregaron Quizzes con preguntas, cada uno correspondiente a una evaluación, a modo de práctica. Solo los usuarios que alcancen un 60% de aprobación en las 3 pruebas pueden optar al certificado. Actualmente, las pruebas 1 y 2 han contado con casi 3000 rendiciones cada una. La prueba 3 vendrá acompañada de una prueba de recuperación. Una vez finalizado el plazo de rendición de la prueba 3 (14 al 24 de Junio, horarios de apertura y cierre a las 00.00 horas de Chile) se comenzará la ardua tarea de ordenar la información y comenzar la entrega de certificados, que podría tardar un tiempo considerable.

     

     

    MISIÓN

    Entregar el primer curso de volcanología con enfoque social para Latinoamérica, de forma gratuita y accesibilidad permanente, con un impacto contundente y masivo en las comunidades.

     

     

    VISIÓN

    Responder de manera efectiva al reto docente y científico de acercar la volcanología a la comunidad en general, utilizando las herramientas tecnológicas disponibles, a través de un compromiso de la más alta calidad docente.

     

    OBJETIVOS

    • Aumentar el conocimiento ciudadano en torno a la actividad volcánica
    • Acercar el lenguaje científico a la ciudadanía, permitiendo la mejor comprensión de los fenómenos volcánicos
    • Propiciar una atmósfera educativa durante el tiempo de cuarentenas vigentes a raíz de la pandemia por Covid-19
    • Distraer a la ciudadanía en base al aprendizaje, aplacando situaciones de estrés y ansiedad provocados por el confinamiento
    • Propiciar la reducción del riesgo de desastres volcánicos en base al conocimiento científico
    • Divulgar de forma gratuita contenidos técnicos que, de otra manera, podrían tener un costo económico para los participantes
    • Entregar una herramienta que pueda ser utilizada para las actividades laborales de los participantes (ej. turismo)

     

    PROGRAMA DEL CURSO Y PROFESORADO

    Clase

    Unidad

    Expositor

    Contenido

    1

    Volcanismo

    Jorge Romero, PhD (c)

    Introducción

    2

    Benigno Godoy, PhD

    El magma

    3

    Jorge Bustillos, MSc

    Erupciones explosivas

    4

    Jorge Romero, PhD (c)

    Tipos de volcanes

    5

    José Luis Palma, PhD

    Erupciones efusivas

    6

    Gabriel Orozco, PhD (c)

    Islas volcánicas

    7

    Peligros volcánicos

    José Luis Palma, PhD

    Peligros volcánicos

    8

    Silvia Vallejo, PhD

    Coladas y domos de lava

    9

    Pablo Forte, PhD

    El ciclo de la ceniza volcánica

    10

    Óscar Araya, PhD

    Impactos volcánicos en la ganadería

    11

    Gustavo Córdoba, PhD

    Lahares

    12

    Inés Rodríguez, PhD

    Avalanchas volcánicas

    13

    Carolina Silva, PhD

    Corrientes piroclásticas

    14

    José Viramonte, PhD

    Super-erupciones

    15

    Álvaro Amigo, PhD

    Volcanes, protección civil y comunidades

    16

    Volcanología Aplicada

    Maria C. Lamberti, PhD

    Monitoreo de gases y teledetección

    17

    Daniel Basualto, PhD

    Sismicidad volcánica

    18

    Cristian Farias, PhD

    Sensibilidad de los volcanes ante terremotos

    19

    Silvia Vallejo, PhD

    Monitoreo térmico

    20

    Liliana Troncoso, MSc

    Volcanología social

    21

    Manuel Schilling, PhD

    Volcanes y geopatrimonio

    22

    Viviana Vejar

    Saron Monsalves,

    Psicólogas

    Psicología del riesgo volcánico

    MSc: Grado académico de Maestría en Ciencias; PhD: Grado académico de Doctor en Ciencias; PhD (c): Estudiante de doctorado

     

     

    CANALES OFICIALES DE CONTACTO

    Los canales oficiales de contacto para el curso son los e-mails Esta dirección de correo electrónico está siendo protegida contra los robots de spam. Necesita tener JavaScript habilitado para poder verlo. y Esta dirección de correo electrónico está siendo protegida contra los robots de spam. Necesita tener JavaScript habilitado para poder verlo.. Estos emails sirven principalmente para entregar información respectiva al curso, y ocasionalmente responder consultas, dado el gran volumen de gente que accede a ellos. El foro de discusión respecto a las clases es nuestro canal de YouTube, en el cual se pueden realizar comentarios, calificar la clase y podemos responder preguntas. A través de nuestras redes sociales (Instagram, Facebook y Twitter) normalmente difundimos la información oficial.

     

     

    ALCANCES

    La iniciativa ha sido positivamente calificada por la Universidad de Concepción, casa de estudios de dos docentes del presente curso. La University of Cambridge (Inglaterra) también contactó al organizador del curso (Jorge E. Romero) para llevar a cabo un estudio estadístico detallado en torno a la percepción del riesgo volcánico en Latinoamérica, a través de encuestas voluntarias que los asistentes pueden realizar.

     

    ACCEDE AL CURSO

      

     

     

    En ocasiones, las erupciones relativamente pequeñas son difíciles de predecir, debido a que los mecanismos que las preceden pueden también ser débiles. En caso de que estas erupciones además involucren la presencia de agua, junto con ocurrir de manera intempestiva, pueden generar un impacto energético sobresaliente, aunque generalmente acotado a las cercanías del centro de emisión.

    Hay dos tipos de erupciones que involucran agua como agente catalizador.

    • Erupciones freáticas, que se generan por la transmisión de calor desde el magma al interior del volcán hacia sectores más superficiales saturados en agua, causando una ebullición explosiva y la consecuente ruptura de rocas viejas del edificio volcánico. Estas erupciones no arrojan fragmentos del magma involucrado (llamado juvenil), sino que solo material pre-existente. Un ejemplo chileno son las erupciones recientes del volcán Planchón-Peteroa. 

    Erupción freática de Octubre 2010 en el Complejo Volcánico Planchón Peteroa. Fuente: Jorge Romero. 

     

    • Erupciones hidromagmáticas, en las cuales existe una interacción entre una fuente de agua (superficial o subterránea) y el magma ascendente magma. En ellas se emite una mezcla de abundantes fragmentos de material pre-existente, junto con trozos de nuevo magma. El rol del vapor en expansión, además de los fluidos magmáticos, es muy relevante para fragmentar esas rocas. La energía puede ser muy alta, produciendo tanto partículas gruesas (bloques y bombas), como extremadamente finas (ceniza). Algunos ejemplos nacionales incluyen la erupción del volcán Hudson en 2011, las erupciones de 2012-2017 del volcán Copahue o el inicio del ciclo eruptivo del volcán Chillán en 2016-2017.

    Erupción hidromagmática del volcán Copahue, Diciembre de 2012. Fuente: Eduardo Meriño.

     

    Normalmente, por el bajo volumen de material que involucran, no presentan notorias señales predictivas, tales como deformación, sismicidad o cambios químicos notables, y muchas veces estas pueden no ser interpretadas como indicios de anormalidad. El principal peligro es que, en volcanes turísticos con fácil acceso al cráter, es posible que las personas se acerquen demasiado y puedan salir heridas o perder la vida. Por lejos, el fenómeno más peligroso es la producción de corrientes de gas caliente, cenizas y rocas, por el rápido colapso de las columnas eruptivas. Estas poseen temperaturas suficientes para asfixiar e incinerar organismos vivos. Por otro lado, el impacto de grandes bloques de roca también es un fenómeno de mucho peligro, como pasó en la erupción del volcán Ontake (2014), en la cual fallecieron 63 turistas. Asimismo, se pueden producir impactos en la infraestructura (ej. volcán Aso en Japón, 2015 y erupciones frecuentes de los volcanes Poas y Turrialba en Costa Rica).

    Erupción freática con generación de nube ardiente (oleada piroclástica) en el volcán Ontake, 2014. Fuente: CNN. 

    El volcán Whakaari/White Island, es el volcán más activo de Nueva Zelanda y ha registrado numerosas erupciones freáticas en 2012-2013 y 2016, las cuales han causado eyección de bloques balísticos y nubes ardientes, que en ocasiones han sobrepasado los bordes del cráter. Al momento de la erupción, 47 turistas visitaban el interior del cráter, dentro de los cuales se cuenta una treintena de heridos, 5 fallecidos y al menos 8 desaparecidos, mientras que las autoridades han descartado la posibilidad de encontrar nuevos sobrevivientes. Aparentemente, de nuevo una nube ardiente (oleada piroclástica) habría sido la responsable de la mayor parte de las fatalidades de la que se inscribe como la peor catástrofe volcánica del año. Aún se requiere estudiar mejor el fenómeno para ver si esta erupción es freática o hidromagmática, lo cual podría entregar luces del futuro comportamiento del volcán, sin embargo el área es por ahora, absolutamente peligrosa.

     

    Erupción hidrovolcánica del volcán Whakaari el 8 de Diciembre de 2019. Fuente: Michael Schade. 

     

    Lecturas adicionales

    Alvarado, G. E., Mele, D., Dellino, P., de Moor, J. M., & Avard, G. (2016). Are the ashes from the latest eruptions (2010–2016) at Turrialba volcano (Costa Rica) related to phreatic or phreatomagmatic events?. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 327, 407-415.

    Kilgour, G., Gates, S., Kennedy, B., Farquhar, A., McSporran, A., & Asher, C. (2019). Phreatic eruption dynamics derived from deposit analysis: a case study from a small, phreatic eruption from Whakāri/White Island, New Zealand. Earth, Planets and Space71(1), 36.

    Maeno, F., Nakada, S., Oikawa, T., Yoshimoto, M., Komori, J., Ishizuka, Y., ... & Nagai, M. (2016). Reconstruction of a phreatic eruption on 27 September 2014 at Ontake volcano, central Japan, based on proximal pyroclastic density current and fallout deposits. Earth, Planets and Space, 68(1), 82.

    Mastin, L. G., Christiansen, R. L., Thornber, C., Lowenstern, J., & Beeson, M. (2004). What makes hydromagmatic eruptions violent? Some insights from the Keanakāko'i Ash, Kı̄lauea Volcano, Hawai'i. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 137(1-3), 15-31.

    Miyabuchi, Y., Iizuka, Y., Hara, C., Yokoo, A., & Ohkura, T. (2018). The September 14, 2015 phreatomagmatic eruption of Nakadake first crater, Aso Volcano, Japan: Eruption sequence inferred from ballistic, pyroclastic density current and fallout deposits. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 351, 41-56.

    Sheridan, M. F., & Wohletz, K. H. (1983). Hydrovolcanism: basic considerations and review. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 17(1-4), 1-29.

     

    Fotografía del Volcán Quizapu visto desde el volcán Descabezado Grande. Fuente: Patricio Arias A.

    Jorge E. Romero 

    Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Copayapu 485, Copiapó, Chile. Esta dirección de correo electrónico está siendo protegida contra los robots de spam. Necesita tener JavaScript habilitado para poder verlo.

    Patricio Arias

    Fotógrafo. Recopilación bibliográfica e histórica.


    Volcán Quizapu

    El volcán Quizapu es un pequeño centro eruptivo emplazado en el Grupo Volcánico Descabezado Cerro Azul-Quizapu, en la región del Maule (Chile). Se encuentra en el puesto 10 del Ranking de Peligrosidad de los Volcanes Activos de Chile (Sernageomin). De acuerdo con Brüggen (1933) el nombre fue definido por un arriero al ser consultado por el verdadero nombre del volcán, a lo cual respondió qui (en) sa (be) pu (es). Es un centro eruptivo adventicio del estratocono Cerro Azul, cuyo origen se remonta a una erupción ocurrida en el Portezuelo del Viento en 1846 (Hildreth y Drake, 1992). Posee un cráter de 700 m de diámetro, que en la base termina en un conducto de unos 300 m (González-Ferrán, 1995). De acuerdo a las observaciones de Domeyko (1850) y Fuenzalida (1941, 1943), el surgimiento de éste se inició el 26 de Noviembre de 1846, cuando se emplazó una lava de gran volumen (casi 5 km3) en el portezuelo y cuya actividad estuvo acompañada por descargas eléctricas, algunas explosiones (que produjeron ondas expansivas) y abundantes emisiones de gases sulfurosos. La lava, de composición dacítica (~64 % SiO2) alcanzó a desplazarse unos 7 km al este y 8 km al oeste desde la fuente, cubriendo más de 50 km2 con espesores de entre 25 y 210 m (Figura 1; Hildreth y Drake, 1992). Entre 1907 y 1932 la actividad fue prácticamente permanente. Una serie de explosiones (1914, 1916-1920, 1926-1929) habrían excavado el cráter y probablemente construyeron un pequeño cono de piroclastos.

    Figura 1: Flujo de lava de la erupción de 1846. Fuente: Patricio Arias A.

    La erupción de 1932

    Los relatos de Fuenzalida (1943) indican que durante la mañana del 10 de Abril, con un día totalmente despejado, una columna convectiva de tefra se alzó entre los volcanes Cerro Azul y Descabezado, alcanzando una altura de más de 12 kilometros. Describió también la formación de una pluma eruptiva empujada por el viento SW, sobre la cual la columa seguía alzándose por varios kilómetros. Una fotografía capturada a eso de las 11.30 hrs por K. Hartmann (Figura 2) ilustra lo anterior, sin embargo la altura fue re evaluada en 27 km sobre el cráter (Bobillier, 1934), lo cual es coherente con el relato del explorador Maximo Yunge Koch, quien estimó la altura en 25 a 30 km (Zig-Zag, 1932).

    Figura 2; Columna eruptiva alrededor de las 11:30 am del 10 de Abril de 1932, capturada por K. Hartmann. 

    El primer reporte de caída de tefra proviene de Puesto El Tristán (47 km al ENE del cráter), seguido por Carrilauquén (62 km al ESE del cráter) (Kittl, 1933), ambas localidades ubicadas en Argentina y en la dirección de dispersión. Las ondas expansivas fueron registradas por el Servicio Sismológico de la Universidad de Chile, ocurriendo a partir de las 14.00 horas del 10 de Abril, mientras que la sismicidad volcánica se registró durante la misma jornada a partir de las 20.00 horas. La actividad acústica fue casi permanente a partir de las 17.00 horas, situación que se intensificó a eso de las 21.00 a 23.00 horas del 10 de abril (Brüggen, 1950) mientras se registraban instrumentalmente los primeros sismos. Se estima que las ondas expansivas fueron audibles durante 20-24 h, entre las ciudades de Concepción y Valparaiso, no así en la zona inmediata al volcán (100 km de radio; Brüggen, 1933 y 1950). La revista Zig-Zag (1932) declaró que “el Lunes 11 de Abril comenzó a oscurecerse a las 13 horas en Curicó, igual cosa ocurrió en Rengo, San Fernando, Rancagua, Molina, San Vicente y otras localidades de esa zona sobre las cuales caía una prolongada lluvia de cenizas blancas”, actividad que estuvo acompañada en todo momento por ondas expansivas audibles. Otras fuentes afirman que el comienzo de la caída de ceniza se habría producido a partir del amanecer de ese día en Curicó, avanzando hacia el norte hasta Santiago, donde habría ocurrido pasado las 10.00 (González-Ferrán, 1995). En la costa (Melipilla, San Antonio y Quintero) las explosiones también eran audibles y la lluvia de ceniza ocurrió en horas de la tarde (a partir de las 14.30 a 15.00 horas) del 11 de Abril (El Mercurio, 1932; Figura 3). Más tarde, a eso de las 21 horas, una ceniza tenue caía en la ciudad de Santiago (El Diario Ilustrado, 1932).

    Figura 3; Contenido del Diario El Mercurio, edición del 12 de Abril de 1932.

    La composición de tefra abarcó un amplio rango (52 a 70 % peso SiO2), desde basaltos a riodacitas.  La dispersión de la tefra afectó durante las primeras horas y días posteriores a una vasta superficie del cono sur de Sudamérica (Malargüe, Mendoza, San Rafael, Buenos Aires, la parte central de Uruguay y Río de Janeiro), para luego desplazarse hasta Ciudad del Cabo, Perú, Australia y Nueva Zelanda (Reck, 1933; Hildreth y Drake, 1992). Un primer mapa realizado por Larsson (1937), basado en datos frescos de terreno levantados por Kittl (1933), permite una estimación de volumen del orden de 15-20 km3. Sin embargo, dichos datos presentan variaciones erráticas de espesor y disparidad que los hacen ser dudosos, por lo cual se estima que el volumen de tefra sería 9.5 km3 (4 km3 de magma) a partir de más de 180 sitios de control levantados casi 60 años después de la erupción (Hildreth y Drake, 1992). En la actualidad, el depósito de pómez de la erupción es perfectamente distinguible como un manto de color grisáceo-crema, que cubre todo el Grupo volcánico y sus alrededores (Figura 4). Probablemente aun exista incertidumbre en el volumen total evacuado, ya que los datos más frescos son menos confiables y los actuales han sufrido compactación y en algunos casos erosión. La altura de la columna eruptiva también ha sido re-evaluada a partir de datos de terreno, y se ha estimado entre 27 y 32 km (Hildreth y Drake, 1992).

    La erupción alcanzó un índice de explosividad 5 (escala de 0-8) y se ubica en el ranking de las 5 erupciones más grandes registradas en el mundo durante el siglo XX. Es la segunda erupción histórica más grande de Sudamérica después del Huaynaputina (Perú), por lo tanto la más grande de Chile, y es seguida de cerca por la erupción del volcán Hudson en 1991.

    Figura 4; Grupo Volcánico Descabezado Cerro Azul-Quizapu visto desde el W desde un avión comercial. Se observa claramente los depósitos de la erupción de 1932. La altura de vuelo al momento de la fotografía era de 10.8 km, mientras que la columna eruptiva alcanzó 27-30 km.  Fuente: Jorge E. Romero Moyano.

    Posible origen de las grandes erupciones

    Ruprecht y Bachmann (2012), postularon que la erupción de 1846 fue en realidad desencadenada por la mezcla y combinación de dos magmas; uno de alta temperatura, de composición andesítica (54 % peso SiO2) y otro más evolucionado y frío, de composición dacítica (67 % peso SiO2). Aunque en la mayoría de los casos estos procesos son responsables de la iniciación de erupciones explosivas, todo apunta a que la gran cantidad de magma involucrado y la alta transferencia de calor durante el proceso, facilitó la separación y descarga de los gases magmáticos sin necesidad de que una erupción explosiva ocurriera.  Una nueva intrusión de magma andesítico caliente al interior del reservorio más frío (dacítico), habría desencadenado también el inicio de la erupción de 1932, sin embargo el volumen y la transferencia de calor habrían sido más limitados, iniciando un fenómeno totalmente explosivo (Ruprecht y Bachmann, 2012).

    Higgins y otros (2015) desarrollaron un modelo en donde un magma andesítico se ubica en la corteza y comienza a evolucionar, transformándose en un magma dacítico que se habría solidificado en su mayoría. Debido a una falla N-S, el magma de andesita atravesó la cámara llena de dacita, calentándola formando una mezcla homogénea. Poco tiempo antes de la erupción de 1846-1847, se inyectó más magma de andesita en la parte superficial del sistema donde se mezcló con los magmas mixtos existentes y luego se desencadenó la erupción. Una nueva inyección de andesita en 1932 creó un conducto que alteró una cámara de dacita sin desgasificar y provocó una fuerte erupción explosiva.

    Por otro camino, Degruytery otros (2017) proponen que antes de la erupción efusiva de 1846-47, las burbujas de gas evitaron que se acumulara un exceso de presión y permitieron la recarga de un volumen significativo de magma antes de desencadenar la erupción de 1846-1847. La temperatura aumentó considerablemente, lo que dio como resultado un aumento de la desgasificación durante la erupción, permitiendo que se desarrollara de forma efusiva. Por el contrario, durante el período de reposo entre las erupciones de 1847 y 1932, las nuevas recargas encontraron un reservorio mucho menos compresible ya que la fase gaseosa se eliminó en gran medida como respuesta a la erupción previa, produciendo una presurización rápida, un aumento leve de la temperatura y una desgasificación eruptiva mucho menor. La combinación de estos efectos culminó en un evento altamente explosivo.

    Impactos

    La caída de ceniza alteró sustancialmente las economías locales de los departamentos argentinos de Malargüe, San Rafael y General Alvear debido al manto de ceniza depositado sobre las zonas cultivables, campos de pastoreo y áreas urbanas (Mikkan, 2012; Figura 5). El tamaño de las partículas depositadas por la erupción en sitios de la pampa argentina comprende en gran parte fracciones “respirables” y nocivas para el sistema respiratorio (menor a 10 micras) en una cantidad de unas 9 ton/km2 (Rovere y otros, 2012). Tal como muestran Ovando y Ramírez (2009) el recuerdo de los efectos de la erupción en la pampa Argentina aún permanecen latentes por sus habitantes, especialmente por la muerte de ganado y pérdidas económicas. En Chile, los pocos milímetros de ceniza depositada no causaron daño apreciable en la agricultura, aunque la temperatura descendió unos 5 grados durante las horas de total oscuridad, lo cual causó consternación (Hildreth y Drake, 1992).  Los mismos autores señalan que el efecto más agresivo de la erupción fue el colapso y drenaje permanente de las Lagunas del Blanquillo a raíz de un flujo de barro y pómez, causando gran afectación aguas abajo del río Maule. En la actualidad, cuesta imaginar los impactos que tendría una erupción de esta naturaleza en Chile central y la pampa Argentina. De ocurrir, al menos 10 millones de habitantes podrían verse directamente expuestos en un radio menor a 400 km de distancia (a ambos lados de la cordillera). La infraestructura pública y privada, crítica, conectividad y telecomunicaciones serían fuertemente afectadas y las pérdidas en actividades agrícolas, ganaderas, forestales y turísticas serían incalculables.

    Figura 5; Extracto del diario El Mercurio, edición del 12 de Abril de 1932. El titular hace referencia a los impactos en Chile y Argentina. 

    Actividad actual

    El Grupo Volcánico Descabezado Cerro Azul-Quizapu se mantiene en un estado de equilibrio en la actualidad, por lo cual la el nivel en el semáforo volcánico de Sernageomin-Ovdas es VERDE. Para graficar este estado de equilibrio, en la Fig. 6 se muestran los parámetros geofísicos que caracterizan al volcán entre abril 2017 y Febrero 2018 (muestra de ejemplo). En este período se han registrado un mínimo mensual de 26 sismos y un máximo de 67 (promedio 44 ± 14 eventos). Dominan los sismos VT (ruptura de rocas), casi 4 veces más numerosos que los sismos LP (movimiento de fluidos) (Figura 6a). La actividad sísmica VT y LP parece estar correlacionada y tener variaciones estacionales, pudiendo relacionarse a la dinámica y recarga del sistema hidrotermal a partir de las precipitaciones ¿?. No hay tendencias en la cantidad de eventos sísmicos, aunque a partir de noviembre 2017 el movimiento de fluidos alcanzó valores más altos de desplazamiento reducido (tamaño y energía de la señal sísmica en la fuente), que luego disminuyó a valores mínimos en Febrero 2018 (Figura 6b).  Por otro lado, la magnitud de los sismos VT no presenta ningún patrón definido (Figura 6c).

    Con tan solo dos grandes erupciones desde su formación, el volcán Quizapu desarrolló entre ambas un periodo de 86 años con nula o baja actividad (erupciones menores). Luego de 1932, solo algunas explosiones freáticas ocurrieron en 1949 y 1967. El actual periodo de baja actividad alcanza también 86 años, sin embargo no se vislumbran signos de una nueva erupción mayor. Los procesos gatillantes de las erupciones anteriores del volcán Quizapu son altamente caóticos y no hay evidencia de que sucedan con una periodicidad cíclica en este volcán (Destacar que la muestra de erupciones es mínima para analizar este punto). Con seguridad, un nuevo proceso eruptivo podría evacuar volúmenes iguales o similares de magma a los involucrados en las últimas dos erupciones, sin embargo las erupciones a esta escala deberían producir señales precursoras claras, por sobre el nivel de equilibrio del volcán.

    Figura 6; Gráficas de la actividad sísmica del Grupo Volcánico Descabezado Cerro Azul-Quizapu entre Abril 2017 y Febrero 2018. a Sismicidad VT, LP y total (VT+LP). b Desplazamiento reducido asociado a los sismos LPs. c Magnitudes locales máximas de los sismos VT. Fuente: Elaboración propia a partir de datos de Sernageomin-Ovdas (http://sitiohistorico.sernageomin.cl/volcan.php?pagina=2&iId=12).

    Referencias

    Bobillier, C. (1934). Erupciones volcánicas en Chile. Bull. Volcanol. 23-26:135-138.

    Brüggen, J. (1933). Der Aschen-und Bimsstein-Ausbruch des Vulkans Quizapu in der chilenischen Kordillere. Z Vulkanol 15:100-104.

    Bruggen, J. 1950. Fundamentos de la Geología de Chile. Instituto Geográfico Militar, 374 p.

    Degruyter, W., Huber, C., Bachmann, O., Cooper, K. M., & Kent, A. J. (2017). Influence of exsolved volatiles on reheating silicic magmas by recharge and consequences for eruptive style at Volcán Quizapu (Chile). Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 18(11), 4123-4135.

    Domeyko, 1850. Viaje a las cordilleras de Talca y Chillán. Anales de la Universidad de Chile, vol. 7, 9-29 y 47-74.

    El fenómeno volcánico abarca 80,000 km de territorio chileno (Martes 12 de Abril de 1932). El Diario Ilustrado, p. 2.

    Fuenzalida, H. 1943. El Cerro Azul y el Volcán Quizapu. Boletín del Museo Nacional de Historia Natural. Vol. 21, 37-53.

    González-Ferrán, O. (1995). Volcanes de Chile. Instituto Geográfico Militar, 620 p.

    Higgins, M. D., Voos, S., & Vander Auwera, J. (2015). Magmatic processes under Quizapu volcano, Chile, identified from geochemical and textural studies. Contributions to Mineralogy and Petrology, 170(5-6), 51.

    Hildreth, W., Drake, R. 1992. Volcan Quizapu. Bulletin of Volcanology, vol. 54, 93- 125.

    Kittl, E. (1933) Estudio sobre los fenómenos volcánicos y material caído durante la erupción del grupo del “Descabezado” en el mes de abril de 1932. Anal. Museo Nac. Hist. Nat. (Buenos Aires). 37:321-364.

    Larsson, W. (1937). Vulkanische asche vom ausbruch des Chilenischen vulkans Quizapú (1932) in Argentina gesammelt. Bulletin Geological Institution of Uppsala, 26, 27-52.

    Los volcanes, declinada su actividad, abren hacia el cielo las bocas rojas de sus cráteres (Martes 12 de Abril de 1932). El Mercurio.

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    Erupción del volcán Láscar el 19 de Abril de 1993 a las 13:05 hrs. © 1993 Jacques Guarinos. Fuente: Planet Terre

    Jorge E. Romero 

    Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Copayapu 485, Copiapó, Chile. Esta dirección de correo electrónico está siendo protegida contra los robots de spam. Necesita tener JavaScript habilitado para poder verlo.

    Introducción

    El volcán Láscar es un estratovolcán activo ubicado en la cadena volcánica de los Andes Centrales, con una composición predominante andesítica y dacítica. Gardeweg (1998) reconoce cuatro etapas evolutivas ocurridas hace menos de 50 mil años, ocurriendo en la penúltima de ellas (26,5 mil años) una gran erupción que evacuó 10-15 km3 de caída de tefra y flujos piroclásticos.

    Actividad pre-paroxismal

    Una síntesis completa de los eventos acontecidos durante la erupción de Abril de 1993 ha sido entregada en Matthews et al. (1994):

    Ocurrió una fase inicial, de extrusión y colapso de un domo de lava entre 1984 y 1986. Una gran erupción ocurrió entre el 14 y 16 de Septiembre de 1986, con una columna eruptiva de 10 km sobre el cráter y cuya tefra fue dispersada hacia el Este, cuya ceniza afectó a la ciudad argentina de Salta.

    Durante la segunda fase, entre 1986 y 1989 existe poco registro de la actividad del volcán, sin embargo entre Febrero y Abril de 1989 se observó el crecimiento de un nuevo domo (diámetro de 200 m y 50 m de espesor) que empezó a hundirse a partir de Octubre. En Diciembre se observaron algunas explosiones violentas de vapor, para luego el 20 de Febrero de 1990 dar lugar a una serie de erupciones vulcanianas que elevaron columnas de 8-14 km de altura, las que emitieron bloques balísticos de hasta 1.5 m de diámetro que impactaron hasta 4 km de distancia del cráter. En 1990 el domo ya había desaparecido.

    En la tercera fase, durante Febrero y Marzo de 1992, un nuevo domo se construyó, para luego empezar a hundirse en Noviembre del mismo año. Ya en Marzo de 1993 estaba casi desaparecido.

    Erupción del 18-21 de Abril 1993

    El 18 de Abril se produjeron dos grandes erupciones vulcanianas que precedieron una fase paroxismal entre el 19 y 20 de Abril, responsables de la erupción de una columna de tefra sostenida cuya altura alcanzó 5-25 km de altura (Figura 1; Gardeweg y Medina, 1994). La caída de tefra afectó gran parte de Paraguay, Urugay, Brasil y Argentina (incluso Buenos Aires, distante a 1500 km al suroeste) (Matthews et al., 1997). Durante la erupción se produjeron flujos piroclásticos (Figura 2), los cuales fueron mucho más intensos en el segundo día (20 de Abril), extendiéndose 8,5 km al noroeste de la cima y formando un abanico extenso (18,5 km2) con 3 a 5 metros de espesor (Sparks et al., 1997; Dennis et al., 1998).

    Figura 1: Columna eruptiva a las 11:50 horas del 19 de Abril de 1993. © 1993 Jacques Guarinos. Fuente: Planet Terre

     

    Figura 2: Flujos piroclásticos durante la erupción. © 1993 Jacques Guarinos. Fuente: Planet Terre

    El volumen de tefra emitido ha sido estimado en 0,19 y 0,21 km3 a través de métodos directos e indirectos (Viramonte et al., 1995; Romero et al., 2013). Las pómez bandeadas que fueron emitidas contenían dacita y andesita, componentes que estaban presentes en el magma diferenciado y en el domo de lava, respectivamente (Bernard et al., 1996).  Se reconoció cráteres de impacto de bombas de 1,5 m de diámetro a 5 km del cráter principal (Smithsonian Institution, 1994).

    La cuarta fase, posterior a la erupción, se relaciona con el crecimiento de un nuevo domo a partir del 26 de Abril de 1993, el cual comenzó a hundirse a partir del 19 de Mayo y finalmente dejó de desgasificarse el 12 de Diciembre, tras lo cual generó una erupción vulcaniana el 17 de Diciembre cuya columna eruptiva alcanzó 8 a 10 km de altura. Dicho domo, que sufrió una gran destrucción durante la fase explosiva, terminó por desaparecer al 19 de Febrero de 1994. Posteriormente se ha registrado actividad explosiva menor en los años 1994, 1995, 1996, 2000 y 2002, 2006 (Figura 3) y 2015. Actualmente el volcán permanece en alerta amarilla luego de que se registrara sismos tipo volcanotectónicos y tornillo, acompañados por un descenso en la incandescencia, lo que sugeriría la obstrucción parcial del conducto (Sernageomin, 2018).

    Erupción de 2006 - Cesar Ocampo - https://safe.nrao.edu

    Figura 3: Erupción del 18 de Abril de 2006 por César Ocampo. Fuente: https://safe.nrao.edu

     

    Referencias

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    Columna eruptiva del Cordón Caulle, el 5 de Junio de 2011. Fuente: Héctor Moyano S. 

    Jorge E. Romero1

    1 Departamento de Geología, Universidad de Atacama, Copiapó, Chile. Contacto: Esta dirección de correo electrónico está siendo protegida contra los robots de spam. Necesita tener JavaScript habilitado para poder verlo.

    Contexto general

    El Cordón Caulle es parte de un “Complejo Volcánico”, que corresponde a una serie de estructuras volcánicas, entre las que destacan flujos de lava, pequeños conos de pómez, domos o acumulaciones de lava, fisuras volcánicas (volcanes alargados en una abertura de la corteza) manifestaciones geotérmicas y depósitos de ceniza de las últimas erupciones (Fig.2). La zona del Cordón Caulle, además, representa una depresión limitada al Noroeste y Sureste por otras dos macro formas volcánicas (Cordillera Nevada y volcán Puyehue, respectivamente. El Cordón Caulle tiene un pasado con un prontuario acentuado de erupciones, las mejores conocidas a partir de 1904, siendo las de 1921-22 y 1960 las más grandes y con mejor registro. Las erupciones en el Caulle han mostrado seguir un patrón más o menos regular de desarrollo, inicialmente como erupciones explosivas de tipo pliniano o subpliniano que elevan columnas de partículas hasta alturas de más de 10km sobre el cráter, las cuales son sucedidas tras varias horas o días de actividad, por una emisión continuada de lava viscosa, generalmente riolítica o riodacítica (con abundante contenido en sílice). La emisión de lava viscosa puede y suele estar acompañada de pequeñas explosiones (menores comparadas con la inicial) y poca emisión de cenizas. Al cabo de algunos meses o máximo un año la actividad suele decaer y terminar en una escasa salida de gas y vapor. Excepcionalmente, la lava que sale desde el o los cráteres puede dar inicio a una nueva explosión más grande, semejante a la primera, pero de menor duración debido a la acumulación de gas.

    Generalmente la ceniza del Cordón Caulle ha sido transportada hasta localidades argentinas como Bariloche y Villa La Angostura, esto debido al viento proveniente del Pacífico y la poca distancia que divide las ciudades con el volcán. Para la última erupción registrada del Caulle en 1960, el terremoto más grande de la historia (9,5 grados de magnitud, Ciudad de Valdivia, 1960) había ocurrido solo 48 horas antes (Chapron et al., 2006; Lara et al., 2004).

    Actividad precursora

    Varios enjambres de sismos se habían reportado por SERNAGEOMIN a fines de los 90’s, también en 2007 y por supuesto en 2011, atestiguando el impaciente movimiento del magma por subir hasta la superficie. De esa forma, los sismos previos a la erupción lograron anticipar una idea de lo que vendría posteriormente.

    Previo a la erupción, la actividad sísmica anómala se observó a partir de Febrero de 2011, con un incremento notorio en la frecuencia, magnitud y superficialidad de los eventos sísmicos tipo volcano-tectónicos, de largo período e híbridos (Bertin et al., 2015). A pesar de lo anterior, no se solo se observó deformación de la corteza local entre marzo y mayo de 2011 (Jay et al., 2014; Euillades et al., 2017). En mayo, la magnitud y frecuencia de los sismos escaló a ML 4, y un día antes de la erupción ocurrieron un promedio de 25 eventos por hora (Lara et al., 2012).

    Fase explosiva subplinana

    La erupción se inició a eso de las 18.45 hora local el 4 de junio y produjo una columna eruptiva subpliniana de 15 km de altura, que se mantuvo sostenida por 27 horas, generando fuertes impactos en la Patagonia Argentina (Collini et al., 2013; Schipper et al., 2013; Jay et al., 2014). Esta fase depositó abundante tefra, la cual ha sido estimada entre 0,5 y1,5 km3 (e.g. Gaitan, 2011; Amigo et al., 2012; Silva et al., 2012; Collini et al., 2013; Pistolesi et al., 2015; Alloway et al., 2015; Naranjo et al., 2017). Además, se produjeron una serie de nubes incandescentes (corrientes piroclásticas) que bajaron por los valles adyacentes al volcán, alxanzando hasta 6-7 km de distancia desde la fuente (Figura 1). Los días siguientes, las columnas eruptivas oscilaron en altura (3-10 km sobre el cráter) y estuvieron asociadas a explosiones de intensidad variable y chorros pulsatorios de material piroclástico (Catro et al., 2013) (Figura 2). Una serie de lahares afectaron los flancos norte y sur del volcán, y continuaron desarrollándose por varias semanas debido a la erosión del material recientemente depositado (Figura 3).

    Figura 1: Fase subpliniana con el desarrollo de una columna eruptiva de unos 14 km de altura, y la formación de corrientes piroclásticas afectando al valle del río Nilahue. Fuente: Ejército de Chile. 

    Figura 2: Actividad explosiva en los días siguientes a la fase subpliniana. Fuente: Diego Spatafore. 

    Figura 3: Lahares en el río Gol-Gol, en el flanco Sur del Cordón Caulle. Fuente: Héctor Moyano S. 

    Fase efusiva-explosiva

    El 15 de Junio se inició una fase efusiva (Cardona et al., 2012) que estuvo acompañada por explosiones de gas y ceniza (Schipper et al., 2013). Esta fase construyó una lava riodacítica a una tasa promedio de de 70 m3/s que terminó a mediados de 2012 (Figura 4). En tanto, la actividad de baja explosividad logró edificar un pequeño cono de pómez en torno al centro de emisión (Figura 4).

    Figura 4: Vista general del flujo de lava emplazado en 2011-2012 y el cono de pómez formado en el sitio de emisión. Fuente: Fenómenos aéreos y espaciales. 

    En la actualidad, las adyacencias del Paso Internacional Cardenal Samoré aún mantienen un buen registro geológico de la erupción, que consiste en un espeso depósito de pómez con al menos 6 o 7 niveles, alcanzando en algunos sectores hasta 60 cm de espesor (Figura 5). 

    Figura 5: Depósito de caída de tefra (pómez y ceniza) en el paso internacional Cardenal Samoré. Notar el desarrollo de un suelo moderno, de unos 3 cm de espesor. Fuente: Jorge Romero M. 

    Referencias

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