La erupción del volcán Hudson en 1991 (Chile)

    Jorge E. Romero Moyano

    Universidad de Atacama, Departamento de Geología, Copiapó, Chile.

     

    MARCO GEODINÁMICO

     

    El volcán Hudson (45°54’S; 72°58’W) es el volcán más austral de la Zona Volcánica Sur de los Andes (ZVS), ubicándose a 280 km al este de la triple unión entre las placas Nazca –  Antártica – Sudamericana, donde la dorsal de Chile se introduce bajo el continente (Gutiérrez et al., 2005). Ambas placas de Nazca y Antártica se hunden bajo la Placa Continental Sudamericana; al norte de la Península de Titao, el ángulo de colisión de la placa de Nazca es de 22°, y la razón es de 9 cm/año, mientras que al sur de la triple unión la Placa Antártica converge a una tasa de 2 cm/año y con un ángulo de 0-2° (Cande y Leslie, 1986). De allí al sur, no hay volcanes activos hasta la Zona Volcánica Austral (47°S). Esta laguna de volcanes ha sido interpretada como el resultado de una ventana o espacio vacío en la subducción, la cual se inició durante el Mioceno (entre  7 y 23 millones de años) en el extremo sur del margen de Sudamérica y continúa en el tiempo hacia el norte (Ramos y Kay, 1992; Gorring et al., 1997).

    El extremo sur de la ZVS consiste en 13 centros volcánicos, todos ellos ubicados en el margen continental oeste, a menos de 270 km de distancia de la franja en donde las placas colisionan, y que se han emplazado sobre rocas de edad Paleozoica (más de 252 millones de años), las que son afectadas por antiguos cuerpos de magma del Mesozoico y Cenozoico (menos de 252 millones de años) y cubierto por rocas volcánicas más modernas (Orihashi et al., 2004). Los productos volcánicos de esta zona poseen composición que refleja un reciclaje de rocas volcánicas oceánicas (se han vuelto a fundir porciones de la corteza oceánica para salir nuevamente a través de estos volcanes), y poseen edades inferiores a 4 millones de años (Guivel et al., 1999; Lagabrielle et al., 2000).

    La distribución de los volcanes a lo largo de la ZVS está fuertemente influenciada por el Sistema de Fallas Liquiñe-Ofqui (SFLO), el cual tiene su origen en la el choque oblícuo de las placas, y se constituye de dos sistemas de fallas principales en donde los bloques se mueven de forma horizontal por poco más de 1000 km (Gutiérrez et al., 2005).

    Ubicación del volcán Hudson con respecto al Sistema de Fallas Liquiñe-Ofqui, según Naranjo y Stern (1998).

     

    VOLCÁN HUDSON

     

    El volcán Hudson cubre un área aproximada de 300 km2, y su cima está coronada por un gran cráter (caldera) de 10 km de diámetro con forma casi circular que está rellena por un glaciar con un volumen estimado en 2,5 km3 (Naranjo y Stern, 1998). El volcán se eleva por encima de las viejas rocas del Batolito Patagónico, de entre 80 y 140 millones de años (Niemeyer et al., 1985). El volcán fue identificado por primera vez por Fuenzalida y Espinoza (1974), quienes comunicaron además la existencia de conos adventicios en el faldeo norte de la caldera y un pequeño cono al suroeste. Aunque Godoy (1981) estudió algunas lavas que fueron producidas en periodos interglaciales, antes de la erupción de 1991 no existían datos que permitieran definir ni la estructura ni la historia evolutiva del volcán Hudson (Naranjo et al., 1993).

    Caldera del volcán Hudson (2018). Constanza Perales.

    Las edades de las rocas, obtenidas por Orihashi et al. (2004) indican que la actividad volcánica se inicia al menos hace 1 millón de años y se reconocen ciclos eruptivos importantes con edades de unos 10 ciclos importantes de actividad, el más reciente de menos de 30 mil años, mientras que el último colapso de la caldera habría ocurrido hace 110 mil años.

    Según Gutiérrez et al. (2005) las partes bajas del volcán se constituyen principalmente de lavas fluidas, rocas propias de explosiones en contacto con hielo, aluviones volcánicos y depósitos de erupciones explosivas. Los mismos autores indican que la mayoría de los productos externos a los bordes de la caldera están representados por espesos depósitos de aluviones volcánicos (hasta 150 m de espesor), flujos de lava y depósitos asociados a grandes erupciones explosivas. La química y los minerales encontrados en las lavas y rocas explosivas del volcán Hudson y de los conos adyacentes, han permitido que Gutiérrez et al. (2005) las clasifiquen como basaltos y dacitas típicos de cadenas volcánicas de subducción, aunque los centros se asemejan más a rocas volcánicas recicladas de la corteza oceánica.

     

    EVOLUCIÓN E HISTORIA ERUPTIVA DEL VOLCÁN HUDSON

     

    En la Patagonia Argentina, los registros de cenizas permitieron a Stern (1991) identificar al menos tres grandes erupciones Plinianas del volcán Hudson hace 2,0, 4,8 y 6,6 – 6,9 mil años atrás. Con posterioridad, Naranjo y Stern (1998) obtuvieron registros de al menos 12 erupciones explosivas de los últimos 12 mil años (dos de ellas en tiempos históricos incluyendo la de 1991; Fig. 3). De manera adicional, una perforación en mar abierto realizada por Carel et al. (2011) en el archipiélago de Chonos – Taitao, permitió reconocer cuatro cripto-cenizas (1,9-16 mil años atrás) que se pueden correlacionar con confianza a los eventos eruptivos HW7, HW3, HW2 y HW1 del Hudson. Ocho capas remanentes de tefra (16,1 a 20  mil años atrás) no fueron correlacionadas directamente con depósitos del volcán Hudson, aunque todo sugiere que provendrían de ahí. En dicho rango de tiempo, se habría producido una de las mayores erupciones explosivas del volcán, la cual ha sido denominada Ho por Weller et al. (2014) y consiste en un depósito de >20 km3 de ceniza con una edad de 17,3 y 17,4 mil años atrás.

    El registro eruptivo histórico comprende erupciones en 1971, 1991 y 2011. Aparentemente, la erupción de 1971 fue precedida por un lahar en mayo de 1970 (Fuenzalida, 1970). En Agosto de 1971 se inició una erupción subpliniana con una columna de 12 km de altura, cuya ceniza se dispersó por la Patagonia Argentina hasta la costa atlántica, mientras que los lahares causaron la muerte de 5 personas (Tobar, 1972; Fuenzalida, 1976; Cevo, 1978; González-Ferrán, 1995). El fenómeno fue seguido por explosiones rítmicas de magma y agua en el cráter durante Septiembre de 1971, y finalmente en 1973 un nuevo lahar habría afectado al río Huemules (González-Ferrán, 1995). La erupción mayor ocurrida en agosto de 1971, generó un depósito que actualmente posee 8,5 cm de espesor en la localidad de Portezuelo Cajón Cofré, a 40 km del volcán (Cook, 1965).

    En Agosto de 1991 se inicia una erupción explosiva con emisión de ceniza hasta una altura 12 km sobre el cráter, que se dispersó hacia Puerto Montt y que depositó 0,7 mm de ceniza en Puerto Chacabuco, acompañada por flujos de lava basálticos que escurrieron a través de una fisura en el borde E de la caldera durante 16 horas (Naranjo et al., 1993). Posteriormente, entre el 11 y el 15 de Agosto se produjo una erupción altamente explosiva, que alcanzó su clímax el 12 de Agosto, produciendo una columna de hasta 18 km de altura y dispersión a más de 1200 km en las Islas Malvinas, cubriendo una superficie total de entre 80.000 (Bitschene et al., 1993) y 150.000 km²  (Banks e Iven, 1991). El volumen total de rocas fragmentadas es de entre 4 (Naranjo, 1991) y 6 km³ (Ippach y Schmincke, 1992), lo que la ubica como una de las erupciones más grandes del siglo en Chile (González-Ferrán, 1995).

    La erupción de 2011 fue precedida por un súbito aumento de los sismos volcánicos durante Junio de 2011, además de la deformación del edificio y la aparición de anomalías termales (Delgado et al., 2014) El evento sísmico volcano-tectónico más importante (Ml 4,6) ocurrió el 25 de Octubre, y fue seguido por un enjambre de alrededor de 900 sismos (Sernageomin, 2011). Con posterioridad, el 26 de Octubre se observó la ocurrencia de salida de ceniza desde columnas eruptivas débiles (alturas menores a 10 km) y la presencia de al menos tres cráteres con diámetros menores a 500 m, formados en el glaciar (distintos a aquéllos identificados durante los eventos eruptivos de 1991; Amigo et al., 2012). La actividad eruptiva generó la fusión del 8,4% de la cubierta glacial anidada en la caldera, equivalente a 0,18 km3 de agua (Cáceres y otros, 2014). La composición del material fue traqui-andesítica (Bertin, 2014).

    Erupción de 2011. Fuente: Sernageomin. 

     

    ERUPCIÓN DE 1991

     

    De acuerdo con los antecedentes de Naranjo (1991) la erupción se inició el 8 de agosto, aproximadamente a las 18.20 hl (hora local) con una explosión de magma-agua, que desarrolló una columna de 7-10 km de altura, la cual alcanzó ca. 12 km de altura luego de 10-15 min y aumentó su contenido en ceniza. Esta columna estuvo acompañada por la generación de descargas eléctricas, mientras que el penacho se dispersó en dirección al NNE. La erupción duró 16 horas y depositó un manto milimétrico de ceniza en Puerto Chacabuco y Puerto Aisén. La erupción tuvo lugar a partir de dos fuentes de emisión principales: una fisura alineada N10°E con 4 km de longitud y un cráter de 400 m de diámetro, también activo en 1971 (Naranjo et al., 1993). El 9 de Agosto se observó la emisión de lava a partir de la fisura, lo cual produjo la formación de jokulhlaups hacia el río Huemules. La tefra tuvo una composición basáltica (50,98 % peso SiO2; Naranjo, 1991) y su volumen alcanzó 0,2 km3. Las lavas cubrieron 6-7 km2, en tanto el volumen de los sedimentos de la inundación alcanzó 8 x 106 m3, incluyendo numerosos bloques de hielo de hasta 7 m de diámetro fueron transportados (Naranjo et al., 1993).

    Fisura de la erupción del 9 de Agosto, aspecto al 2018. Constanza Perales. 

     

    Luego de una breve calma eruptiva entre el 9 y el 11 de Agosto, a las 12.45 hl se comenzó a observar las primeras explosiones que precedieron el segundo climax eruptivo que se desarrolló el 10 de Agosto, a partir de las 12.00 hl (Naranjo, 1991). Las columnas eruptivas se mantuvieron sostenidas, con alturas crecientes de 12 hasta 18 km de altura sobre el cráter entre el 12 y 14 de Agosto, luego de lo cual comenzaron a disminuir progresivamente, las cuales produjeron depósitos que cubrieron más de 150.000 km2 en de la Patagonia chilena y argentina, con un volumen superior a 4 km3 de tefra (Banks e Iven, 1991; Naranjo et al., 1993). Esta actividad estuvo acompañada de sismos con magnitudes Ml > 5. Los mismos autores indican que la segunda erupción estuvo acompañada de contenidos gaseosos con concentraciones mucho menores de HF y HCI que la erupción precedente. 

     

    Erupción del volcán Hudson el 8 de Agosto de 1991 a las 19.30 hl. Autor desconocido, cortesía de Peter Ippach para italysvolcanoes.com
     Erupción del volcán Hudson el 8 de Agosto de 1991 a las 19.30 hl. Autor desconocido, cortesía de Peter Ippach para italysvolcanoes.com

     

     Pluma de cenizas dispersándose hacia el sureste durante la erupción, el 15 de Agosto de 1991. NOAA. 

     

    Aunque el volumen de tefra basado en el mapeo terrestre de los depósitos permite estimar 4,35 km3 el material emitido, si las isopacas son extrapoladas sobre el Atlántico el volumen crece a 7,6 km3. (Fig. 6; Scasso et al., 1994). Los cambios texturales en los piroclastos, que incluyen variaciones de vesicularidad, bimodalidad de componentes y bandeamiento composicional, fueron inicialmente interpretados por Naranjo et al. (1993) como el resultado de un mecanismo eruptivo por mezcla de magmas. Los análisis de inclusiones fundidas y texturas sugieren que la mezcla habría ocurrido en ambas erupciones, siendo ambos miembros extremos (basalto y traquiandesita) magmas genéticamente relacionados por procesos de mezcla y cristalización fraccionada (Fig. 7; Kratzmann et al., 2008). Las variadas características morfológicas de la tefra pueden ser atribuidas a la erupción de un magma traquiandesítico cargado en volátiles, que interactuó con el glaciar de la caldera (Scasso y Carey, 2005).

    Foto: Norm Banks (USGS) el 23 de Agosto de 1991.

     

    La evacuación de la gente de los campos y localidades rurales ocurrió en los primeros tres meses, debido al impacto de la caída primaria de tefra y a las tormentas de ceniza sobre la salud pública y los servicios esenciales (Wilson et al., 2012). Los peores efectos fueron la irritación de la vista, sistema respiratorio y piel humana, además de muertes por obstrucción del sistema digestivo y aborto en animales (Naranjo et al., 1993). Esta ceniza tenía una disponibilidad moderada de nutrientes (N, P, K, Ca, Mg, Fe y Mn), pero el azufre (como yeso o basanita) alcanzó contenidos de 14 hasta 2500 kg/ha (Besoain et al., 1995). Los mismos autores indican que no se detectaron metales pesados, mientras que la contaminación por flúor fue mínima en la ceniza, el agua y el forraje. Pese a esto, se estima que alrededor de 1 millón de cabezas de ganado murió luego de la erupción, debido al daño de pasturas por la caída de cenizas y por la supresión de la recuperación vegetal (Wilson et al., 2011a). El mayor impacto de la caída de cenizas se produjo sobre el ganado de ovejas; aproximadamente un tercio de ellas se perdieron en las áreas cercanas al volcán, mientras que las capas de ceniza fueron incorporadas al suelo y se observó una rápida recuperación de los huertos en dos años (Inbar et al., 1994). El abandono definitivo o duradero de los campos ocurrió en áreas con gran depositación de material (sectores altos del valle de Ibáñez) y en sistemas agrícolas altamente estresados, con depósitos de < 5 cm de espesor (p. ej. la estepa argentina; Wilson et al., 2011a).  La destrucción de la vegetación y la supresión del crecimiento a causa de potentes depósitos (> 10 cm) enmascaró la estabilización de los depósitos por años, y redujo el efecto de la fricción superficial, lo que aumentó la erosión eólica (Wilson et al., 2011b).

    Impactos de la caída de cenizas en Los Antiguos (Patagonia Argentina). Tiempo Sur. 

     

    También se produjeron embancamientos de ríos y desagües de lagos, corte de caminos, desplome de viviendas, inutilización de aeródromos e interrupción del tráfico aéreo y de la navegación en el lago General Carrera, daños en huertos, siembras, entre otros (Naranjo et al., 1993). Esto causó daños graves en las tierras agrícolas alrededor del Lago General Carrera, muerte de ganado, deterioro de los bosques, y puso en peligro la vida de los residentes de la Patagonia (Besoain et al., 1995).

    Los ríos se cargaron en sedimentos inmediatamente después de la erupción, pero un año después volvieron a sus condiciones iniciales (Inbar et al., 1994). Los cultivos de hortalizas sufrieron daños considerables a raíz de los vendavales de ceniza, y por los cambios en las propiedades del suelo y el incremento en los requerimientos de irrigación y cultivo (Wilson et al., 2011a). Los depósitos de ceniza se estabilizaron naturalmente con mayor velocidad en áreas con intensa precipitación (>1500 mm/año) debido a la compactación y el crecimiento de plantas, mientras que fue mucho más lento en zonas ventosas y semiáridas (Wilson et al., 2011b).

     

    REFERENCIAS

     

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