Erupciones Subplinianas: Conociendo la dinámica detrás de la

VOL. 2, N° 2, 2012. PYROCLASTIC FLOW, JOURNAL OF GEOLOGY. ISSN N° 0719-0565
Edición
Especial
ARTÍCULO DE DIVULGACIÓN
Erupciones Subplinianas: Conociendo la dinámica detrás
de la Erupción del Cordón Caulle durante 2011-2012
Jorge E. Romero*
E
l estudio llevado a cabo por la volcanología
moderna en relación a las erupciones
volcánicas, sus características y la
respectiva clasificación que se ha adecuado, se ha
ido perfeccionando cada vez más al punto de hacer
bien definidas las condiciones que las controlan y
las dimensiones que estas alcanzan. A grandes
rasgos la actividad eruptiva se ha podido distinguir
en dos clases principales; erupciones efusivas, con
presencia mayoritaria de lava y desgasificación
pasiva en conductos prácticamente abiertos, y otras
de tipo explosivo, con una fragmentación del
magma y separación violenta de los gases
contenidos. Estas últimas, si bien no más complejas,
son más variadas y por lo mismo su estudio es más
amplio. Al ocurrir generan columnas eruptivas,
grandes masas verticales de fragmentos rocosos de
distinto tamaño, los cuales se dispersan
ampliamente por la atmósfera en forma de penacho
o paraguas invertido, en muchos casos. Uno de
estos tipos de erupciones explosivas es la
Subpliniana. Las erupciones subplinianas, cuyas
columnas eruptivas son sostenidas y altas dando
lugar a láminas extensas de depósitos de tefra
(materiales sólidos caídos desde el penacho)
(Francis y Oppenheimer, 2004). Por lo general la
columna eruptiva excede la decena de kilómetros de
altura sobre el cráter. La columna eruptiva se puede
describir en tres distintas regiones en función de los
procesos que ocurren en ellas; a) una zona de
chorro, b) una zona de convección de gas y
partículas y finalmente una zona c) de dispersión o
paraguas, en donde las partículas más finas son
arrastradas por el viento de forma lateral. En
general estas se relacionan a magmas ricos en sílice,
aunque se conocen erupciones del tipo que son
pobres en sílice y formadoras de depósitos de ceniza
(Walker and Croasdale, 1972). Los magmas silíceos
son generalmente de composiciones desde dacíticas
a riolítica (ácidos) o magmas alcalinos (básicos)
muy evolucionados (Cas and Wright, 1987). Una
mezcla de gas y partículas roca (magma y rocas de
caja o adyacentes al magma) son descargadas desde
el cráter a velocidades de entre 100-400m/s. Los
productos de erupciones explosivas como estas
consisten en bombas volcánicas (rocas mayores a
6,4cm de diámetro) lapilli pumíceo (hasta 6,4cm de
diámetro) y ceniza formando depósitos de caída y
flujo (Cioni et al, 2000), existiendo de forma
abundante fragmentos con textura vítrea (similar al
vidrio) debido al drástico enfriamiento del magma,
producto de la presencia de agua. En el caso de los
depósitos de caída de ceniza, estos pueden cubrir
miles de kilómetros variando desde varios metros
hasta pocos centímetros de espesor, lo último a
mayor distancia del volcán (Kobayashi et al, 2002).
Todas estas características conjugan a las
erupciones subplinianas como eventos de naturaleza
explosiva de moderada a alta intensidad y magnitud,
con diversos y profundos efectos en el entorno y la
sociedad. A continuación se presenta una
descripción genética de los procesos que ocurren en
este tipo de erupciones, con énfasis en la última
erupción del Cordón Caulle (Andes del Sur) que
* Dpto. de Geología, Universidad de Atacama. Copayapu 485, Copiapó. jromero@geohiggins.com
Romero J.E. 2012 Erupciones Subplinianas: Conociendo la dinámica detrás de la erupción del
Cordón Caulle durante 2011-2012.
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generó grandes trastornos al Sur de Sudamérica durante 2011 y 2012.
La Zona de Falla Liquiñe-Ofqui
La aparición de volcanes en el sur de Chile está
regida no tan solo por la presencia activa de la
subducción de placas a lo largo del continente, si no
también es controlada por la existencia de uno de
los sistemas de falla más extensos llamado LiquiñeOfqui (Fig.1). Esta enorme falla que comprende
más de 1200km de longitud (desde
aproximadamente el Volcán Llaima hasta más al sur
de Coihaique) ha resultado a partir de la subducción
de la Placa de Nazca bajo la Placa continental
Sudamericana, que en esta latitud no es
precisamente lineal si no que tiene una orientación
más bien NE.
Fig. 1; El mapa del margen inferior izquierdo muestra
la ubicación del Cordón Caulle, con su área de
dispersión de ceniza. Las líneas ilustran el Sistema de
Fallas Liquiñe-Ofqui y los triángulos de color rojo
representan algunos de los importantes volcanes activos
que se yerguen sobre la falla. La línea punteada verde
señala la fosa de subducción (colisión de placas).
Esto hace que parte de Chile continental se desplace
hacia el norte y un segmento cordillerano lo haga
hacia el sur, sembrando a su paso la tierra con
volcanes muy activos en el último tiempo
geológico.
Sobre la falla se han asentado algunos de los
colosos más importantes y de mayor peligro
potencial para la población como el Villarrica y el
Osorno. En las cercanías del volcán Cordón Caulle
se han emplazado otros imponentes volcanes
andinos, como el Mocho- choshuenco, Carrán-Los
Venados, Mirador, Antillanca-Casablanca, Osorno y
Calbuco, este último que tuvo una violenta erupción
explosiva en 1961, solo un año después del
terremoto instrumentalmente registrado más grande
de la historia, en Valdivia (Mw=9.5,1960).
Cordón
Caulle,
un
volcán
con
una
historia explosiva
El Cordón Caulle es parte de una singular forma de
origen volcánico llamada “Complejo Volcánico”.
Esta forma natural es la cual alberga una serie de
otras 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
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más o menos rectangular de varios kilómetros, algo así como un largo anfiteatro delimitado en sus bordes por
pequeños volcanes.
El Cordón no está solo, se encuentra acompañado
en sus dos extremos Noroeste y Sureste por otras
dos macro formas volcánicas. Hacia el Noroeste se
emplaza el enorme volcán de caldera “Cordillera
Nevada”, que en sus momentos de formación emitió
potentes flujos de lava, cubriendo enormes
superficies. Sin embargo este pasivo volcán terminó
su desarrollo con una vasta erupción que destruyó
gran parte de su edificio creando un amplio crátercaldera. Por otro lado, en el extremo Sureste de
Caulle se ubica el prominente y majestuoso volcán
Puyehue, muy conocido popularmente por su
hermosa forma cónica truncada en su cima, que en
su historia – aún en desarrollo- ha emitido tanto
flujos de lava como importantes erupciones de
ceniza. Volviendo atrás, 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
(tal como se ha observado en las erupciones de
1921-22 y 1960, presentándose 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, en este
caso riolítica (la que posee más contenido en sílice),
la cual es más bien oscura (de color negro o gris
oscuro) y al acumularse en la superficie tiene desde
varios hasta decenas de metros de altura. 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.
Fig. 2; El Cordón Caulle
visto desde el espacio
muestra su tonalidad
grisácea producto de los
varios metros de ceniza y
pómez que se han
depositado tras la última
erupción. Al centro de la
imágen,
en
tonos
oscuros, el último flujo
de lava emitido hasta
inicios de 2013. Nasa
Earth Observatory.
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La República Argentina ha sido históricamente una
de las más afectadas con las reactivaciones
eruptivas del Caulle, dado que su ubicación –
distante a solo 100km del volcán- desfavorecida por
el viento Pacífico habitual ha derivado en intensas
caídas de cenizas que afectan no solo la actividad
ganadera y agrícola, sino también el normal
desarrollo de la vida y la salud de las personas. En
1960 unos 10cm de ceniza cayeron sobre Bariloche.
Anteriormente en 1921-22 la ceniza del volcán
había llegado incluso hasta el Océano Atlántico.
Uno de los aspectos que ha concentrado el interés
científico en la actualidad es la aparente existencia
de una relación entre los terremotos cercanos y la
reactivación de este volcán (ver Lara et al, 2004).
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. Esto ha forzado
a los volcanólogos a pensar que los grandes
terremotos pueden tener un efecto a corto plazo en
volcanes como el Caulle, sin embargo estas teorías
aún se estudian.
La erupción del 4 de Junio de 2011
La actividad en el Cordón Caulle-Puyehue, si bien
es cierto no fue muy relevante antes de la erupción,
siempre estuvo latente. Símbolo claro de esto era la
actividad geotermal, consistente en numerosas
piscinas de barro burbujeante, fumarolas activas y
geiseres que existían en la zona solo días antes de
que la actividad comenzase. Sin embargo, estas
manifestaciones superficiales solo son la pequeña
imagen difusa de una actividad con un trasfondo
mucho mayor. Considerables 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
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por subir hasta la superficie. De esa forma, los
sismos previos a la erupción lograron anticipar una
idea de lo que vendría posteriormente. La
sismicidad pre eruptiva habría comenzado en Enero
del 2011 (6 meses previos a la actividad eruptiva)
de los cuales la gran mayoría no fue perceptible
para la población (~83%; Abumohor y Díaz, 2011).
Los sismos aumentaron su frecuencia y magnitud
durante Abril, haciéndose más perceptibles, siendo
atribuidos a la dinámica de fluidos y fracturamiento
de rocas, tras el ascenso magmático, localizándose
hasta 4-6km bajo el volcán (Abumohor y Díaz,
2011). Finalmente, a pocos días de la erupción la
sismicidad se volvió permanente, con poco más de
200 sismos cada hora, muchos de moderada
intensidad, haciendo inminente la presencia de un
cuerpo de magma a punto de ser evacuado. La
erupción, según observadores de SERNAGEOMIN,
habría comenzado el 4 de Junio a las 14.26 hora
local (Moreno y Muñoz, 2012), con una gran
columna eruptiva subpliniana de cerca de 14km de
altura sobre el cráter. En esta fase de actividad
eruptiva, los gases, acompañados por el magma ya
fragmentado en suspensión son trasladados de
forma muy violenta a la atmósfera. La diferencia de
presión que guarda esta, con el magma recién
confinado bajo altas presiones a las que lo somete la
roca adyacente (roca de caja) permite una expansión
brusca y repentina, a velocidades muy altas,
elevando la columna rápidamente hasta alturas de
decenas de kilómetros. La descarga es constante,
sostenida y la explosividad aumenta cuando el
magma va traspasando los niveles con agua bajo el
volcán (napas freáticas y el mismo sistema
hidrotermal del volcán) dando lugar a una actividad
inicialmente “freatomagmática” que puede durar
poco tiempo, produciendo mucho material
fragmentado. Los productos de estas fases
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combinadas suelen ser abundantes líticos
(fragmentos de roca) de distintas composiciones (en
parte magma evacuado, rocas preexistentes y rocas
profundas de la base o basamento del volcán).
Sucesivamente, con el transcurso del tiempo el
material va cambiando de composición hasta ser
principalmente homogéneo y compuesto
exclusivamente por magma juvenil o propio de la
erupción, en donde abundan las pómez y los
fragmentos de vidrio volcánico, dando paso a la fase
subpliniana usual. Cerca del cráter se depositan
potentes (de gran espesor) capas de ceniza y pómez
que pueden alcanzar varios metros. La energía
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máxima que se libera durante este período – que por
lo demás suele durar pocas horas- mantiene una
columna casi estática (Fig. 3-A) o a veces una
sucesión de explosiones importantes, las cuales
“inyectan” el material particulado más fino en la
tropopausa (límite tropósfera-estratósfera) y/o en la
estratósfera, donde los vientos son rápidos y
laminares, dispersando rápidamente el material a
distancias alejadas del cráter con la típica nube de
cenizas en forma de paraguas (Fig. 3-B). Esto
bloquea la luz solar (Fig. 3-C) y produce fenómenos
de caída de ceniza en bastas regiones lejos del
volcán (Fig. 3-D y E).
Fig. 3; Fase explosiva
inicial de erupción en el
volcán Cordón Caulle. A:
Columna
eruptiva
pliniana vista desde
territorio chileno. Fuente:
H. Moyano. B: Pluma de
cenizas en forma de
paraguas vista desde
Argentina, San Martín de
los Andes. Fuente: María
Guillermina Rabhansl. C:
Nube eruptiva sobre San
Martín de los Andes,
produce bloqueo de la luz
solar. Fuente: María
Guillermina Rabhansl. D:
Depósito de caída de tefra
sobre una mesa. Fuente:
Vito Carra. E: Dispersión
de la pluma eruptiva sobre
la Patagonia Argentina
durante las primeras
horas del 5 de Junio.
Fuente: Nasa.
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Para la erupción del Cordón Caulle en 2011, la fase
más energética o clímax de la erupción sucedió
junto con el inicio de la actividad explosiva. Esto se
explica por las razones anteriormente descritas con
respecto a la expansión de los volátiles confinados y
Flujos piroclásticos, un auténtico peligro
Con posterioridad a la emisión de material
particulado contenido en la columna eruptiva
pliniana, que tal como se indica anteriormente suele
durara algunas horas y hasta un máximo de 2 días,
se produce una baja substancial en la energía de la
erupción. Esto, entre otras cosas, se puede ver
plasmado en los colapsos repentinos de la columna
eruptiva formando “flujos piroclásticos” (también
llamado Nubes Ardientes por Lacroix, 1902, en
relación a una erupción del Mount Pelée; Llambías,
2001), como también columnas inestables con
variaciones importantes en su altura en una fracción
reducida de tiempo y por supuesto, la disminución
gradual de la altitud de la columna eruptiva. Para el
caso en el cual se producen flujos piroclásticos, la
causa puede estar relacionada con un aumento
drástico en el diámetro del conducto que emite el
material o simplemente descensos momentáneos de
la energía con la cual este mismo es expulsado,
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la interacción con agua. Con consecuencia la
disminución gradual de la altura de las columnas
eruptivas y la sismicidad se observa en la gráfica
(Fig.4).
Fig. 4; Gráfica de variación de la altura de
la columna eruptiva (medida en kilómetros)
y la sismicidad (medida en sismos por
hora), cuyos valores se expresan en el eje
vertical (Y). Los datos corresponden al
primer mes de actividad eruptiva (eje
horizontal, 4 Jun. - 5 Jul.). Se observan
diversos repuntes de la sismicidad y la
actividad explosiva, dados por cambios en
la actividad profunda, reflejados en la
actividad superficial y también variaciones
en las condiciones atmosféricas. Fuente de
los datos: Observación visual y OVDASSERNAGEOMIN.
entre otras causas que no se relacionan con la
presente erupción. Cuando estas condiciones se dan,
la columna se derrumba momentáneamente y cae a
altas velocidades – incluso más de 400km/h- y
temperaturas – entre 300-900°C -sobre el/los
flancos del volcán (Llambías, 2001). Diversos flujos
de este tipo fueron observados durante el segundo
día de erupción (5 de Junio), con una columna
eruptiva algo más baja (~10km), los cuales bajaron
reiteradas veces por el cauce del río Nilahue
(adyacente al foco de la erupción en dirección N) y
alcanzaron varios kilómetros de distancia ladera
abajo (Fig.5). Generalmente la zona de afectación
de los flujos piroclásticos es más bien local,
alcanzando entre 2 y 15km lejos del cráter, lo que se
traduce en una alta temperatura y distribución
habitualmente confinada a las depresiones. Su
distribución vertical suele ser controlada por los
bajos topográficos, en donde se depositan. Su altura
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puede ser de varios cientos e incluso unos pocos
miles de metros sobre la superficie. Dependiendo de
sus características, pueden destruir en diferente
grado al entorno. En los casos más extremos, la
generación de flujos piroclásticos puede borrar la
cobertura vegetal completa, reemplazando bosques
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por solo ceniza y pómez (Fig.5). Sin embargo, la
mayor cantidad de veces se observa un daño
importante, con la destrucción de la flora local
(incluyendo grandes árboles) la cual luce seca,
carbonizada y barrida.
Fig. 5; Fotografía del flujo piroclástico
del día 5 de Junio, capturada por el
Ejército de Chile. El flujo (hacia la
izquierda) se desplaza desde la base de la
columna por encima de las cabeceras del
río Nilahue. La densidad de sus
componentes obliga a los materiales más
pesados a ir hacia abajo, mientras que el
gas y vapor se ubican hacia la parte alta y
con colores más claros.
Lahares, violentos flujos de agua y escombros
Los depósitos dejados por los flujos piroclásticos,
sumados a la depositación de ceniza de la etapa más
explosiva de la erupción resultaron en crecidas
momentáneas (detonadas por la lluvia y el lavado de
dichos depósitos) de los ríos que nacen del Cordón
Caulle. Este tipo de eventos, denominados “lahares”
en la jerga científica, son corrientes que incluyen
material fino (ceniza), material grueso (pómez,
líticos, bloques, etc.), además de una cantidad
numerosa de otros escombros. Estos lahares, en este
caso han sido más bien llamados “sobrecargas” ya
que la mayor parte del material pumíceo y ceniza en
flotación, fueron re transportados por el agua hacia
abajo (Fig. 6-A). La gran mayoría de estos flujos se
produjo con presencia de agua a temperatura
ambiental, sin embargo las primeras crecidas
registradas tenían temperaturas de hasta 45°C (a
causa del continuo colapso de la columna en las
laderas adyacentes al volcán). El transporte de las
pómez en flotación a través de los ríos causó a su
vez el aporte de dichos fragmentos en las aguas de
los lagos Puyehue y Ranco, que depositó un amplio
manto de pómez flotante junto a las costas (Fig.6B). Esta situación no solo se presentó en Chile, si no
que prácticamente en todos los cuerpos de agua bajo
la pluma eruptiva, como el caso del lago Nahuel
Huapi en San Carlos de Bariloche (Argentina).
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Fig. 6; A Crecida del río GolGol debido a la sobre carga de
pómez. Fuente: J.E. Romero,
2011. B: Banco de pómez en
el Lago Ranco. Fuente: J.E.
Romero, 2012. C: Pómez
flotando en un curso de agua
cerca del paso internacional
Cardenal Samoré J.E. Romero,
2011.
Edificación tras la destrucción: Flujo de lava
La fase eruptiva que siguió a la actividad pliniana,
esta vez de menor explosividad y con columnas
eruptivas de hasta 11km se desarrolló por varios
días e incluyó la emisión de fragmentos de material
fundido (lava) por los aires, para seguidamente dar
paso a la última fase de actividad, caracterizada por
la emisión de un flujo de lava muy viscoso. La
evacuación de lava en el Cordón Caulle habría
comenzado el 16 de Junio (Spatafore, comunicación
oral, 2012) con una lengüeta de lava muy viscosa
descendiendo por el flanco SSW del pequeño cono
de acumulación de material fragmentado que se
había depositado en días anteriores. La efusión de
dicho material responde a la gran desgasificación
sufrida por el magma en las etapas anteriores de la
erupción, el cual ya está más empobrecido en estos
componentes y sin fragmentarse violentamente,
asciende a la superficie como una masa maleable y
caliente para diseminarse por las depresiones
topográficas. Esta lava del Caulle es muy singular y
sale de los parámetros naturalmente asignados a los
flujos de lava. No se ve como un caudal fundido ni
avanza muy rápido, más bien es una “pasta” lenta y
pegajosa conformada por una infinidad de bloques
de roca incandescente que le da una superficie
escarpada y que avanza de forma similar a un
derrumbe. Su altura es muy significativa,
alcanzando hasta varias decenas de metros sobre el
paisaje y con grandes formas de movimiento que
solo son visibles desde el aire (Fig.7). Por sus
bordes presenta estructuras parecidas a las de
grandes murallas de roca, que se han hecho a un
lado para que el material se mueva más libremente
por la parte central, que reciben el nombre de
“levées” y hacia los frentes presenta murallones
escarpados de roca desmoronada (Fig.7). El centro
del flujo está compuesto por grandes ondulaciones
en forma de estrías que se han producido gracias al
esfuerzo generado por la roca pujante a distintos
tramos del recorrido del flujo. Hacia la periferia,
especialmente cerca de las cabeceras del río
Nilahue, algunos pequeños brazos del flujo han
alcanzado la vegetación arrasada por flujos
piroclásticos y consumen sus restos lentamente. La
superficie total cubierta por el flujo lávico supera
las 600 hectáreas.
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Fig. 7; La fotografía, de
nuestros amigos de fenómenos
aéreos y espaciales
(fenomenosaereosyespaciales
@gmail.com) de Argentina,
sobrevolaron el cordón Caulle
en el verano de 2012. Sus
imágenes demuestran la
extensión y morfología del
enorme flujo de lava riolítico
que se ha formado sobre la
planicie volcánica.
¿Qué hace que un volcán entre en erupción ?
Las erupciones volcánicas son el producto de un
largo ciclo de cambios físicos, químicos y
mineralógicos al interior de la corteza terrestre. Es
por esto que el proceso eruptivo toma varios años de
preparación, los cuales además pueden permitir el
seguimiento de dichas manifestaciones y la
consecuente respuesta oportuna ante una erupción.
En las erupciones de tipo explosivo relacionadas a
magmas ricos en sílice, es común que los
reservorios de magma (cámaras magmáticas; Fig.
11) se encuentren a muy poca profundidad (~5km).
En el caso del Cordón Caulle, la sismicidad
demuestra que esto se cumple, sin embargo el
magma más superficial alojado puede ser
alimentado por una cámara aún más profunda
(Fig.8). Aún en el presente sigue siendo un tema de
vital interés puesto que, la actividad volcánica
histórica en el volcán ha emitido rocas
extremadamente similares (por no decir idénticas)
en composición. Entre otras cosas, hay posibilidad
de que las últimas erupciones sean parte de un solo
magma.
Si bien es cierto aún se discute la correspondencia
entre las erupciones volcánicas y los grandes
terremotos, como ya se había mencionado
anteriormente se sabe que la erupción de 1960 en el
Cordón Caulle ocurrió a menos de dos días del
terremoto de Valdivia. Esto, sin dudas, es claro
indicador de una correspondencia. Por otro lado, sin
embargo, tenemos el caso de la última erupción, que
ocurre a una distancia considerable del terremoto
del 27 de Febrero de 2010 (Mw=8,8, Costa del
Maule) y que es considerablemente menor
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Romero J.E. 2012 Erupciones Subplinianas: Conociendo la dinámica detrás de la erupción del
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el terremoto a la nueva erupción. Los estudios
estructurales y geoquímicos en el volcán y sus
productos, posiblemente puedan revelar el
mecanismo detrás de la correlación entre estos dos
eventos geológicos.
Consideraciones finales
Fig. 8; Esquema ilustrado del sistema volcánico
somero, que muestra el reservorio de magma y los
distintos conductos eruptivos (1960 y 2011), las
etapas evolutivas del volcán y los conos y fisuras
que han dado lugar a la actividad, incluyendo la
emisión de lava. También se señalan las partes de
la columna eruptiva. J.E. Romero (2012).
al de 1960, pudiendo tener o no relación con la
erupción. Para este último escenario cabe considerar
que las erupciones volcánicas son cíclicas y ocurren
también en tiempos de baja actividad tectónica. De
todas formas, se podría eventualmente ver asociado
Por otro lado, cabe resaltar que el título de este
trabajo representa la certidumbre respecto al
verdadero tipo de erupción que ocurrió en el Cordón
Caulle. Si bien todo apunta, y se puede afirmar, que
esta erupción es de la familia de las erupciones
plinianas, los antecedentes recientemente revisados
suguieren que se trata de una erupción subpliniana,
con una magnitud e intensidad algo menos
energética pero notablemente significativa y que ha
evacuado cerca de 0,7-1,4km3 de tefra además de
cerca de 0,2km3 de lava (Romero et al, in prep.).
Por otro lado es importante destacar que, aunque la
erupción parece haber finalizado, la estabilidad y
equilibrio en la actividad de un volcán suele tomar
largo tiempo. Es por eso que no es raro ser testigo
de nuevas manifestaciones aisladas, producida de
forma tardía en el proceso hacia el equilibrio. Por
eso, algunos peligros volcánicos persisten por un
cierto tiempo en el sitio de la erupción. Finalmente,
uno de los motivos principales que induce la
escritura de este breve artículo es el hecho de que el
volcán Cordón Caulle representa un singular tipo de
actividad, que es muy energética y frecuente. Se
podría prácticamente dar certeza de que una nueva
erupción de este tipo volverá a ocurrir en algunas
décadas más. Es por esto que, no solo la comunidad
que habita cerca del volcán merece y requiere saber
cómo trabaja este macizo, si no que gente de lugares
distantes se ve convocada a interiorizarse dada la
amplia afectación que producen estas erupciones.
Por ese motivo, el autor dedica el conocimiento de
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Romero J.E. 2012 Erupciones Subplinianas: Conociendo la dinámica detrás de la erupción del
Cordón Caulle durante 2011-2012.
VOL. 2, N° 2, 2012. PYROCLASTIC FLOW, JOURNAL OF GEOLOGY. ISSN N° 0719-0565
Edición
Especial
la presente propuesta a todos aquellos que se han visto afectados por la erupción, en especial a los residentes de
poblados chilenos y argentinos que fueron testigos directos y actores principales de una emergencia ecológica,
que en muchos casos los mantuvo y mantendrá afligidos por largo tiempo más.
Agradecimientos
El autor quiere agradecer de forma especial a Enzo Campetella, meteorólogo y periodista de Tiempo Patagónico
por el amplio interés y apoyo que brindó a esta publicación, realizando una campaña de recopilación de
fotografías en la zona afectada. Además se agradece a los académicos Felipe Aguilera y Francisco Gutiérrez por
el incansable apoyo constructiva crítica en torno a las investigaciones realizadas en el volcán. Se agradece a
Christopher Ulloa por las observaciones finales sobre este trabajo. Una contribución para el Archivo Nacional de
Volcanes, Chile. www.archivonacionaldevolcanes.cl
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Recibido: 16-01-2012; Aceptado: 01-04-2013
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Romero J.E. 2012 Erupciones Subplinianas: Conociendo la dinámica detrás de la erupción del
Cordón Caulle durante 2011-2012.