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En una nota anterior (A39) conocimos las erupciones más grandes ocurridas en el ecuador desde la conquista española, es decir, en los últimos ~500 años. Vimos que la erupción más grande ocurrió en el volcán Cotopaxi en el siglo XVIII y tuvo un VEI 4. Dicha erupción afectó gravemente a las provincias de Cotopaxi y Pichincha y arrojó un volumen de tefra de ~0.99 km3. Pero, qué sucedería si ampliamos el tiempo de búsqueda a 12000 años antes del presente (AP) para encontrar las erupciones más grandes del Holoceno.
En este blog, seguiremos la metodología propuesta en la nota anterior describiendo los eventos volcánicos de acuerdo con su VEI y con una relación 1/1 entre el volumen de caída y de nubes ardientes cuando uno de los dos datos es desconocido. Recordemos que el volumen total será expresado como volumen de tefra emitida. Según Santamaría et al. 2016 y Santamaría et al. 2017, 20 centros volcánicos tienen una actividad volcánica confirmada en el holoceno. De estos, nueve han experimentado episodios eruptivos importantes con un VEI ≥5 registrándose 16 erupciones en total.
# 5. Atacazo-Ninahuilca: Ciclo N6 (2350-2300 años AP)
El Ninahuilca está localizado al suroccidente de la cuenca de Quito y ha experimentado al menos 6 periodos eruptivos importantes en el holoceno, siendo los eventos N5 (5060-4860 años AP) y N6 (2350-2300 años AP) los más grandes alcanzando un VEI 5.
Cada uno de estos periodos se caracterizó por el desencadenamiento de grandes flujos piroclásticos que alcanzaron incluso a las poblaciones de Tambillo y Amaguaña al este, y Tandapi y Alluriquín al occidente. En la erupción N6, el volumen de los flujos piroclásticos fue de ~0.6 km3. Esta misma erupción dejó un depósito de caída de más de 10 cm en la cuenca de Quito y el valle de Machachi, e incluso dejó un pequeño depósito reconocible en la costa ecuatoriana. Su volumen fue de ~1.1 Km3 (Hidalgo et al. 2008). Con estos datos, la erupción N6 alcanzó un volumen total de material emitido de ~1.7 km3 (680 mil piscinas olímpicas).
Tomando en cuenta que el Lago San Pablo (Imbabura) posee un volumen de 140 millones de m3 de agua (Gunkel G., 2000), la erupción N6 emitió un volumen de tefra equivalente a 12.1 veces el de este cuerpo de agua.
Figura 1 (Izquierda) Mapa de distribución de los flujos piroclásticos asociados al ciclo N6 de Ninahuilca (Hidalgo et al., 2008). Figura 2 (derecha) Depósito del flujos piroclástico N6 de Ninahuilca ubicado a 16 km del volcán en la vía Aloag - Santo Domingo (Hidalgo et al., 2008).
# 4. Cuicocha: Fase C (3100 años AP)
La caldera de Cuicocha se encuentra localizada al noroccidente de la ciudad de Otavalo, en la provincia de Imbabura y pertenece al Complejo Volcánico Cotacachi-Cuicocha. Su actividad inicia con la extrusión de un gran domo volcánico, el cual generó varios flujos piroclásticos causados por colapsos parciales. Posteriormente ocurrieron violentas erupciones volcánicas siendo la más grande de VEI 5. Esta erupción formó grandes oleadas piroclásticas que llegaron a alcanzar las actuales poblaciones de Quiroga, Cotacachi y Otavalo con un volumen de 4.1 km3. La columna eruptiva asociada causó una caída de ceniza y lapilli a nivel regional que alcanzó un volumen de 0.7 km3 (Hillebrandt, 1989). El depósito de ceniza cubrió principalmente el occidente del volcán encontrándose vestigios incluso en la población de Atacames, sin embargo, se lo puede identificar en los sedimentos del Lago San Pablo y en el valle de Cayambe (Vallejo, S. 2011). Este evento eruptivo produjo la emisión de un volumen total de tefra de 4.8 km3 (equivalente a 34.3 veces el Lago San Pablo) causando el desplome del techo de la cámara magmática formando así la actual caldera de Cuicocha. La actividad posterior formó los actuales domos Wolf y Yerovi.
Esta actividad está datada por radiocarbono en 3100±150 años AP, lo que corresponde a una edad calibrada de 3641 - 2920 años AP (Hillebrandt, 1989; Santamaría, S. 2017).
Figura 3. Domo Wolf al interior de la caldera de Cuicocha (foto: Francisco Vásconez – IGEPN).
# 3. Cotopaxi: Episodio F2 (7770-6300 años AP)
El episodio F2 (VEI 5) corresponde a una serie de eventos eruptivos de carácter riolítico que ocurrieron en la antigua caldera de Cotopaxi, antes de la formación del cono que vemos hoy en día. Este episodio dejó un depósito de caída de tefra de carácter regional con una distribución hacia el occidente del volcán. Sin embargo, sus depósitos pueden ser encontrados a más de 50 km al noreste y 25 km al este del Cotopaxi, sugiriendo que la columna eruptiva alcanzó niveles estratosféricos de más de 15 km de altura. El volumen de la caída piroclástica está calculado en 7.9 km3. En los cañones de Cutuchi, San Lorenzo y Saquimala se puede observar que sobre la capa de ceniza y lapilli sobreyacen los depósitos de los flujos de ceniza asociados a este evento. Su volumen está estimado en 0.7 km3 (Hall & Mothes, 2008b). Con ello, el volumen total de tefra emitida en episodio F2 es de 8.6 km3, que equivale a 61.4 veces el Lago San Pablo.
Figura 4. Mapa geológico de las series riolíticas F (Hall & Mothes, 2008b).
# 2. Cotopaxi: Episodio F4 (5940-5830 años BP)
El mayor de los eventos eruptivos de la serie F ocurrió durante el episodio F4 (VEI 5), que incluyó una caída pliniana de lapilli, grandes flujos de ceniza, y flujos de bloques y ceniza. El depósito de caída pliniana de lapilli consiste en una capa de 1-4 m de pómez y fragmentos de roca riolítica. De forma análoga al episodio F2, este depósito de caída puede ser encontrado a más de 60 km al occidente del volcán y 45 km al este, lo que implica que la columna eruptiva nuevamente alcanzó niveles estratosféricos y alcanzó un volumen de 5.3 km3. El episodio continuó con los depósitos de flujos de ceniza asociados a la erupción. Estos flujos descendieron por los flancos del volcán al este viajando más de 20 km en el interior de la caldera de Chalupas, al norte por el valle del Pita hasta Selva Alegre, y al suroeste por el valle del Cutuchi alcanzando Lasso. El volumen de estas ignimbritas fue de 2.8 km3. Finalmente se produjo la extrusión y colapso de domos volcánicos que causaron un depósito de flujos de bloques y ceniza de 0.24 km3 al noroccidente del volcán.
El volumen total emitido de tefra fue de ~8.3 km3. Aparentemente, el episodio F4 sería menor al F2. No obstante, es necesario comparar también los volúmenes equivalentes de roca densa (DRE: dense rock equivalent), es decir, comparando los volúmenes de material emitido sin tomar en cuenta las vesículas en su interior. Con ello, en el episodio F2 se emitieron 2.58 km3 de material magmático denso y en el episodio F4 se emitieron 2.67 km3 siendo este último el mayor de las series F (Hall & Mothes, 2008b).
Figura 5. Mapas de isópacas de las caídas de ceniza riolítica a) F2 y b) F4 expresando sus espesores en centímetros.
# 1. Quilotoa: Ciclo Q-I (800 años AP)
Este ciclo eruptivo inició con una serie de erupciones freatomagmáticas que ocasionaron el desfogue violento de un antiguo lago cratérico, con ello se produjo un gran lahar que descendió por el cañón del río Toachi. Tras este episodio ocurrió una violenta erupción pliniana de VEI 6 que produjo varios flujos de ceniza y surges intercalados que rellenaron los valles circundantes. Estos flujos pueden ser encontrados solo hasta 10 al norte del volcán al interior del cañón del Toachi. El volumen total de flujos de ceniza y surges fue de 2.5 km3. Asociado a este evento, se produjo una gran columna eruptiva que provocó la caída de lapilli y ceniza en un área estimado de 810000 km2 cubriendo así una gran parte del norte y centro del Ecuador. Este depósito de caída puede ser identificado en poblaciones como Cayambe al norte, Cosanga al este, puyo al sureste y en el cetro norte de Manabí al oeste. El volumen de su depósito es de 18.3 Km3 (Hall & Mothes, 2008a).
Figura 6. Caldera de Quilotoa (foto: Santiago Santamaría, IGEPN).
Es entonces que, el volumen combinado de flujos piroclásticos y caídas de ceniza dan un total de 21 km3, convirtiendo esta erupción en la más grande conocida en el Ecuador en los últimos 12000 años. La edad de este suceso es de ~800 años AP (800 – 690 años Cal AP) (Mothes & Hall, 2008; Hall & Mothes, 2008a; Santamaría, S. 2017). De esta erupción se tienen evidencias de afectaciones directas a la población indígena. Es muy común encontrar a la capa de tefra del Quilotoa llenando canales de irrigación en campos de cultivo antiguos, lo que seguramente ocasionó el abandono de grandes áreas de cultivo en el centro y norte del Ecuador. Ejemplos de estos eventos se encontraron en Sigchos, Chillogallo, Quito, Cayambe y Machachi (Hall & Mothes, 2008c).
Figura 7. Corte mostrando la acumulación de la caída de ceniza Q-1 dentro de los canales de irrigación en áreas de cultivo pre-Incásicas al norte de Cayambe (Mothes & Hall, 2008).
Referencias
Santamaría S, Bernard B, Hidalgo S (2016) Ecuadorian volcanic events and geochronological database: insight into to the complex eruptive rate of a continental volcanic arc. In: Abstract volume of the 9th Cities on Volcanoes conference. Puerto Varas, Chile
Santamaría S, Bernard B, Hidalgo S, Morales K (2017) Análisis de la frecuencia de erupciones explosivas en el arco volcánico ecuatoriano durante el Holoceno. In: Memorias VIII Jornadas en Ciencias de la Tierra. pp 487–491
Santamaría, S. (2017). Catálogo de eventos volcánicos ocurridos en el Ecuador continental desde el Plioceno y análisis de la frecuencia eruptiva. (Trabajo de titulación de ingeniero geólogo). Escuela Politécnica Nacional, Quito-Ecuador.
Hidalgo, S., Monzier, M., Almeida, E., Chazot, G., Eissen, J. P., van der Plicht, J., & Hall, M. L. (2008). Late Pleistocene and Holocene activity of the Atacazo–Ninahuilca volcanic complex (Ecuador). Journal of Volcanology and Geothermal Research, 176(1), 16-26.
Gunkel, G. (2000). Limnology of an equatorial high mountain lake in Ecuador, Lago San Pablo. Limnologica-Ecology and Management of Inland Waters, 30(2), 113-120.
Hillebrandt, C. (1989). Estudio geovolcanológico del complejo volcánico Cuicocha-Cotacachi y sus aplicaciones, Provincia de Imbabura. Tesis de Magister, Escuela Politécnica Nacional, Quito, Ecuador. 167.
Vallejo, S. (2011). Distribución de las cenizas volcánicas Holocénicas Tardías en la Costa del Ecuador. Tesis de ingeniero geólogo. Escuela Politécnica Nacional, Quito-Ecuador.
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Hall, M., & Mothes, P. (2008b). The rhyolitic–andesitic eruptive history of Cotopaxi volcano, Ecuador. Bulletin of Volcanology, 70(6), 675-702.
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Mothes, P., & Hall, M. (2008). The plinian fallout associated with Quilotoa's 800 yr BP eruption, Ecuadorian Andes. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 176(1), 56-69.