Volcán Quizapu, 1932: Una de las mayores erupciones del siglo XX

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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

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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.

Mikkan, R. (2012). Identificación de tefras y flujos piroclásticos holocénicos en la provincia de Mendoza como base para la elaboración de cartas de riesgo volcánico. IX Jornadas Nacionales de Geografí a Física, 19-21.

Obando, E. y Ramires, A., 2009. Recuerdos de ceniza- El impacto de la erupción del Quizapú (1932) en Malargüe a través de los testimonios orales. IX Encuentro Nacional y III Congreso Internacional de Historia Oral de la República Argentina, 7-9 Octubre. Buenos Aires, 29 p.

Reck, H. (1933). Der Ausbruch des Quizapu vom 10-11 April 1932 und seine Folgen. Naturwissenschafen, 21:617-624.

Rovere, E. I., Violante, R. A., Rodriguez, E., Osella, A., & De la Vega, M. (2012). Aspectos tefrológicos de la erupción del volcán Quizapú de 1932 en la región de la Laguna Llancanelo, Payenia (Mendoza, Argentina). Latin American journal of sedimentology and basin analysis, 19(2), 105-124.

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