ANÁLISIS DE LA DISPERSIÓN DE CENIZA VOLCÁNICA EN

ANÁLISIS DE LA DISPERSIÓN Y DEPÓSITO DE CENIZA VOLCÁNICA
MEDIANTE EL MODELO FALL3D PARA LA ERUPCIÓN DEL VOLCÁN
HUDSON EN 1991.
Osores, María Soledad
Servicio de Hidrografía Naval
Av. Montes de Oca 2124, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina
Servicio Meteorológico Nacional
25 de Mayo 658, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina
[email protected]
Pujol, Gloria
Servicio Meteorológico Nacional
25 de Mayo 658, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina
[email protected]
Collini, Estela
Servicio de Hidrografía Naval, Argentina
Av. Montes de Oca 2124, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina
Servicio Meteorológico Nacional,
25 de Mayo 658, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, Argentina
[email protected]
Folch, Arnau
Barcelona Supercomputing Center, CASE
Gran Capitán 2-4 Barcelona, España
[email protected]
Resumen
Durante los primeros días de Agosto de 1991 el volcán Hudson (Chile, 45°54′S, 72°58′O, 1905 m
elevación) entró en actividad emanando grandes cantidades de ceniza a la atmósfera. Esta
erupción comprometió no solo a las ciudades aledañas sino que, debido a los vientos
predominantes, las cenizas más ligeras fueron transportadas miles de kilómetros pudiendo
alcanzar la región Antártica primero y circumpolando el globo después. Esta erupción ha sido
investigada desde un punto de vista multidisciplinario por numerosos autores, y este estudio, en
particular, se centra en el pronóstico de dispersión, concentración y depósito de cenizas
volcánicas utilizando los últimos desarrollos en el modelado numérico. El pronóstico certero de la
evolución de la pluma de cenizas volcánicas en la atmósfera y su eventual depósito en el suelo,
resulta de vital importancia para la población y los ecosistemas de las zonas afectadas. Estamos
en condiciones de afirmar que un análisis objetivo del depósito y dispersión de cenizas volcánicas
en el caso del volcán Hudson aportará gran cantidad de información que resultará beneficiosa
para mejorar los pronósticos de evolución de la nube de ceniza en el caso de la ocurrencia de
futuras erupciones. Para ello empleamos el modelo de transporte y depósito de ceniza volcánica
FALL3D (Costa et al., 2006; Folch et al., 2009).
Con el objeto de evaluar los resultados obtenidos por el modelo FALL3D, se procesaron
imágenes del sensor AVHRR del NOAA-11, además se emplearon las imágenes adquiridas por
los sensores AVHRR de los satélites NOAA-11 y 12 y TOMS del satélite Nimbus-7, en órbita en el
período de la erupción a partir del trabajo de Constantine et al. (2010) y se analizaron las
observaciones provenientes de las estaciones meteorológicas de la red del Servicio Meteorológico
Nacional de Argentina (SMN-ARG). Además se contrastaron los resultados del depósito
modelado por el FALL3D y el obtenido mediante mediciones por Scasso et al. (1994).
Como conclusión se pudo afirmar que el modelo representó de manera aceptable la evolución de
las plumas de ceniza volcánica, siendo uno de los motivos de las diferencias encontradas la
incertidumbre en la determinación de los tiempos de inicio y fin de las erupciones y de las alturas
de las columnas eruptivas durante el proceso, datos con los cuales se inicializa el modelo
FALL3D.
1.
Introducción
La cordillera de los Andes presenta un gran número de volcanes activos y potencialmente activos, los
cuales al entrar en erupción constituyen un gran riesgo para la región Sudamericana. Los productos
piroclásticos, los gases volcánicos y la lava, afectan en diversas escalas espaciales. Específicamente,
los piroclástos y los gases son transportados por el aire, por lo que no sólo las regiones proximales son
afectadas, sino también las distales por efecto de la advección del viento. En particular, las cenizas a
nivel de superficie degradan la calidad del aire pudiendo generar afecciones respiratorias tanto en
humanos como en animales, afectan a la vegetación, contaminan los cursos de agua y producen daños
en los componentes eléctricos de los artefactos. Asimismo la acumulación de cenizas puede causar el
colapso de techos y su presencia en distintos niveles de la atmósfera puede afectar dramáticamente las
turbinas de los aviones, reducir la visibilidad inhabilitando rutas aéreas y aeropuertos e impidiendo la
circulación del tráfico aéreo causando pérdidas millonarias. Por lo tanto, un pronóstico adecuado de
dispersión y depósito de cenizas volcánicas es una herramienta importante para el desarrollo de planes
de contingencia y mitigación ante una eventual erupción volcánica explosiva.
Los modelos de pronóstico de dispersión de cenizas deben considerar tanto la dinámica de la pluma
como su interacción con el entorno, es decir, la advección de las partículas por el viento, la difusión (en
particular en la capa límite planetaria donde los procesos turbulentos dominan), la agregación entre
partículas de ceniza e hidrometeoros (al ser muy compleja, en términos computacionales es muy
costosa de modelar) y su sedimentación. En la actualidad, existen diversos modelos de pronóstico de
dispersión y depósito de cenizas que se diferencian entre sí por su modo de tratar el problema. Por un
lado se encuentran los modelos primitivos de pluma y sedimentación en un campo de viento
homogéneo (e.g. Carey y Sparks, 1986), por otro lado se hallan los modelos lagrangianos de
seguimiento de partículas como el Hybrid Single-Particle Lagrangian Integrated Trajectories
(HYSPLIT) (Draxler y Hess, 1998), el Numerical Atmospheric Dispersion Modelling Environment
(NAME) (Jones et al., 2007), o el PUFF (Searcy et al., 1998) entre otros, cuya ventaja principal es su
bajo costo computacional en la determinación de ubicación de la nube de cenizas. Finalmente, los
modelos eulerianos basados en la ecuación de advección, difusión y sedimentación cuya ventaja reside
en que pueden determinar la concentración de cenizas en el aire de manera explícita. Ejemplos de tales
modelos son el FALL3D (Costa et al., 2006; Folch et al, 2009) o el Canadian Emergency Response
Model (CANERM) (D'Amours et al., 1998), entre otros. Otra característica de los modelos son sus
limitaciones espaciales, existen modelos que son aptos solamente en dominios pequeños (del orden de
los 100 km) mientras otros son válidos también dominios espaciales grandes (del orden de los 1000
km).
El empleo de estos modelos para reproducir eventos del pasado permite verificar el desempeño de los
mismos y colabora con el mejoramiento de la configuración de los mismos para su posterior empleo
para el pronóstico operativo en el caso de situaciones de emergencia. Por esta razón, en este trabajo se
empleará el modelo euleriano de dispersión y depósito de cenizas FALL3D (Costa, 2006; Folch, 2009)
para simular la erupción del volcán Hudson (ubicado al Sur de Chile) ocurrida en Agosto de 1991.
Posteriormente se evaluarán sus resultados mediante el uso de datos satelitales disponibles en esa
época, observaciones registradas en estaciones meteorológicas del Servicio Meteorológico Nacional de
Argentina (SMN-ARG) y el depósito de ceniza en superficie obtenido por Scasso et al. (1994). Existen
antecedentes del modelado de este evento empleando el modelo lagrangiano PUFF (Kratzmann et al.,
2010), donde se analizó el desempeño de los resultados del modelo contrastándolos con las imágenes
satelitales de los sensores AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer) del satélite NOAA11 y 12 y TOMS (Total Ozone Mapping Spectrometer) del satélite Nimbus-7 basados en el trabajo de
Constantine et al., (2000).
En el presente trabajo se desarrollará en la sección 2 se desarrollará la cronología del evento eruptivo
del volcán Hudson de Agosto de 1991; en la sección 3 se describirá la estrategia de modelado, mientras
que en la sección 4 se discutirán los resultados obtenidos, los cuales se compararán con los datos
satelitales disponibles de la época, datos registrados en la red observacional del SMN-ARG y datos de
depósito en superficie obtenidos por Scasso et al. (1994). Finalmente en la sección 5 se presentarán las
conclusiones.
2.
Cronología del evento eruptivo del volcán Hudson de Agosto de 1991.
El volcán Hudson, ubicado al sur de Chile (45º 54’ S – 72º 58’) (Figura 1), es un estratovolcán que
emerge de una caldera de 10 kilómetros de diámetro, cuya altura ronda los 1905 metros y que en su
interior contiene un casquete de hielo con un volumen estimado de 2.5 km3 (Gonzalez-Ferrán, 1995).
-75
-70
-65
-60
-55
-50
B.Aires
-35
Concepcion
-35
StaRosa
Temuco
B.Blanca
Neuquen
-40
-40
Viedma
PtoMontt
Madryn
Trelew
Esquel
-45
V.HUDSON
PtoAisen
Balmaceda
PtoMoreno
-45
Comodoro
GdorGregor
PtoSJulian
-50
-50
RioGallegos
PtaArenas
Ushuaia
-55
-75
-70
-55
-65
-60
-55
-50
Figura 1. Localización del volcán Hudson (45°54’ S 72° 58’ W).
En los últimos cuarenta años el volcán Hudson ha tenido dos erupciones significativas, una en Agosto
de 1971 y la segunda, de mayor magnitud, en Agosto de 1991. La primera fue una erupción
subpliniana (VEI 3-4) con alturas de columna eruptiva de entre 5.000 y 12.000 m., cuya pluma de
cenizas se dispersó hacia el este llegando a la costa Atlántica, afectando a las poblaciones ubicadas
entre Comodoro Rivadavia, Pcia. de Chubut y San Julián, Pcia. de Santa Cruz (Tobar, 1972;
Fuenzalida, 1976; Cevo, 1978). La segunda, ocurrida en 1991, estuvo comprendida por dos fases
principales, la primera ocurrida durante el 8 y 9 de Agosto, y la segunda del 11 al 15 de del mismo mes
(Kratzmann et al., 2010).
La primera fase de la erupción de 1991 correspondió a una erupción freatomagmática, que inició a las
22:20 UTC del día 8, con una altura de columna inicial de entre 7 y 10 km, que rápidamente creció
hasta 12 km (Naranjo et al., 1993). Posteriormente, el día 9 a las 14:30 UTC, se originó una pluma de
gas y ceniza de aproximadamente 7 km de altura a través de una fisura localizada al norte de la caldera
(Kratzmann et al., 2010). Debido a las condiciones meteorológicas dominantes, la pluma durante este
período se dispersó en dirección NNE y generó aproximadamente un depósito de 0.2 km3 (Naranjo et
al., 1993; Scasso et al., 1994). Posteriormente hubo un periodo de quietud, hasta que el día 11 inició la
segunda fase alrededor de las 16:50 UTC con una columna eruptiva de 3 km de altura dirigida hacia el
sur, con poca caída de ceniza. Luego a las 1600 UTC del día 12 se produjo una erupción pliniana, cuya
altura superó los 10 km, perdurando la emisión de cenizas y gases hasta el día 13 cerca de las 15:30
UTC. Ese mismo día la erupción reinició cerca de las 20 UTC, con una altura de columna de 15 km
aproximadamente, y el día 14 la pluma se desprendió del cráter alrededor de las 15 UTC. Cerca de las
00UTC del 15 de Agosto, nuevamente hizo erupción alcanzando una altura estimada de 18 km snm.,
cesando a las 15 UTC de este mismo día. (Corbella et al., 1991; Naranjo et al., 1993; Scasso et al.,
1994; Kratzmann et al., 2010). La cronología de alturas de columna eruptiva empleadas en este trabajo
se puede apreciar en la Tabla 1.
Fecha
Hora (UTC)
Altura de la pluma snm.
08/08/1991
09/08/1991
09/08/1991
09/08/1991
11/08/1991
12/08/1991
13/08/1991
13/08/1991
14/08/1991
15/08/1991
22:00
00:00
06:00
14:00
17:00
16:00
16:00
20:00
15:00
00:00
8000
10000
7000
0
1000
11000
0
13000
0
16000
15/08/1991
15:00
0
Tabla 1. Cronología de la altura de la columna eruptiva sobre el nivel del mar (i.e. considerando los 1905 m. de
altura del cráter del volcán Hudson) empleadas en este trabajo durante la erupción de Agosto 1991.
3.
Estrategia de modelado
3.1. Modelo meteorológico
En este trabajo se decidieron utilizar los datos del ERA Interim como condición inicial y de borde del
procesamiento del modelo meteorológico de mesoescala WRF-ARW en su versión 3.3, cuyos campos
de viento, temperatura del aire, densidad, humedad relativa entre otros sirven de campos de entrada
para el FALL3D.
El ERA-Interim es el conjunto más moderno de reanálisis atmosféricos globales producidos por el
Centro Europeo de Pronóstico de Mediano Plazo (ECMWF), cubriendo el período desde el primero de
enero de 1989 en adelante y se extiende hasta casi la actualidad. Los campos resultantes incluyen una
gran variedad de variables de superficie cada 3 horas y variables tridimensionales cada 6 horas que
cubren la troposfera y la estratosfera, así como integrales en la vertical de flujos atmosféricos,
promedios mensuales de distintas variables y otros campos derivados. La utilización de este conjunto
de datos para inicializar el WRF-ARW está fundamentada en las mejoras logradas para el Hemisferio
Sur (Dee et al., 2011), debido a la mejor utilización de las observaciones satelitales y al nuevo esquema
húmedo de la capa limite que produce nubosidad baja más realista.
La versión 3.3 del WRF-ARW (Skamarock et al., 2008) presenta entre sus ventajas la posibilidad del
preprocesamiento de los ERA- Interim, lo que abre el camino para reproducir eventos del pasado
reciente, utilizando un campo inicial y condiciones de borde sumamente representativas de las
situaciones sinópticas que los enmarcaron.
La configuración de esta versión del WRF-ARW sigue la utilizada para la erupción del 2008 del
Chaitén (Folch et al., 2008; Folch et al., 2011). Esta comprende, para la microfísica, el WSM 3-class
simple ice scheme, el esquema de transferencia radiativa rápida (RRTM) de radiación de onda larga y
el esquema Dudhia para la radiación de onda corta. En la parametrización de la capa superficial se
empleó esquema de Monin-Obukhov, para el modelo de suelo el NOAH unificado, el esquema de YSU
para los procesos de capa límite planetaria y el nuevo esquema Kain-Fritsch (Eta) para la
parametrización de cumulus.
La versión 3.3 presenta actualizaciones con respecto a las versiones anteriores, en particular en el caso
de la configuración que estamos usando, ya que se agrega una nueva función que dispara la convección
basada en Ma and Tan (2009) al esquema de Kain-Fritsch y mejoras en el modelo de suelo NOAH,
que permite los cambios estacionales en la rugosidad, corrige el escurrimiento subterráneo y agrega
categorías del sensor MODIS en la tabla de uso del suelo. El dominio empleado en el WRF-ARW está
comprendido entre los 28º-58º S y los 40°-83º W, con una resolución horizontal de 24 km y 38 niveles
verticales.
3.2. Modelo de dispersión
El modelo FALL3D (Costa et al., 2006; Folch et al., 2009) es un modelo 3D euleriano de dispersión y
deposición de ceniza volcánica, siendo la advección por el viento, la difusión turbulenta y el
asentamiento gravitacional los principales mecanismos que permiten el transporte de las partículas.
Este modelo se basa en la ecuación de advección, difusión y sedimentación (ADS) empleando un
sistema de coordenadas siguiendo el terreno. El modelo permite emplear diversas parametrizaciones de
la difusividad turbulenta, de la velocidad terminal de caída de las partículas y del término fuente
(columna eruptiva). En este trabajo se emplearon las mismas configuraciones empleadas por Folch et
al. (2009), así como también el modelo de Pluma de Bursik et al. (2001) para el término fuente.
Para el procesamiento del modelo FALL3D se empleo un dominio rectangular, comprendido entre las
latitudes 33º-57º S y las longitudes 50º-75º W. En la coordenada vertical se emplearon 20 niveles
verticales. Así mismo, para la tipificación de las clases de partículas características de la erupción del
volcán Hudson de Agosto de 1991, se empleó una aproximación a los datos sedimentológicos de
Scasso et al. (1994).
4.
Resultados
4.1. Situación Meteorológica desde el 08 al 16 de Agosto de 1991
Durante la mañana del día 08 de Agosto de 1991 la Patagonia se encontraba inmersa en una masa de
aire frío, con vientos leves en niveles cercanos a superficie con dirección inicialmente del sudeste,
advectando humedad desde el Océano Atlántico. En la Figura 2 se observa el espesor de 1000/500 hPa
proporcional a la temperatura media de la capa. Acompañando el desplazamiento de un sistema frontal
se produjo, con el correr de las horas, una rotación ciclónica (en sentido horario) del viento alcanzando
a las 06 UTC del día 9 la dirección oeste/suroeste, pero manteniendo una intensidad leve (no se
muestra). Esta condición de viento en superficie se mantuvo hasta el día 11 a las 00 UTC donde debido
a la presencia de un sistema de alta presión, se produjo una rotación del viento solidaria a la circulación
de la rama suroeste del mismo, es decir al noroeste. Durante el día 11 los vientos predominaron, leves a
moderados del noreste, pero por la tarde, la conjunción del sistema de alta presión post-frontal sobre el
Atlántico y la aparición de una nueva vaguada ubicada al oeste del dominio sobre el océano Pacífico,
produjeron un fuerte gradiente meridional de presión canalizando el viento de dirección norte. Al
iniciar el día 12 los vientos se intensificaron, manteniendo su dirección nor-noroeste. Asociado a la
delantera de vaguada, se produjo a partir de este día el ingreso de la masa cálida desde noroeste del
dominio, generando un incremento en el gradiente horizontal de temperatura, favoreciendo el
desarrollo de un nuevo sistema frontal. A partir de las 18 UTC del 15, viento presenta dirección oeste
asociado al desplazamiento de la vaguada hacia el este con intensidad moderada a intensa (Figura 2).
(a)
(b)
Figura 2. Espesor 1000/500 hPa en metros geopotenciales (sombreado), altura geopotencial de 1000 hPa en
metros geopotenciales (contorno) y viento en 1000 hPa (barbas). (a) 08 Agosto de 1991 a las 00 UTC, (b) 15 de
Agosto de 1991 a las 18 UTC.
En el nivel de 500 hPa, se observó claramente un ciclón en latitudes medias, que produjo vientos leves
de dirección sureste asociados a la circulación del flanco suroeste del ciclón. A partir de las 18 UTC del
día 9, con el avance del ciclón al norte la circulación sobre la Patagonia asociada al mismo rotó al
suroeste, esta condición de viento leve del suroeste se mantuvo hasta el día 11 a las 18 UTC donde tras
el avance de una cuña desde el oeste, se produjo una rotación del viento, teniendo así dirección
noroeste asociada a la parte trasera de dicha cuña. La intensificación del gradiente horizontal de presión
provocó un incremento en la intensidad muy marcado desde el día 13 a las 00 UTC. Entre el día 13 y el
16 a las 00 UTC se produjeron vientos de dirección noroeste superiores a 40 m/s de manera continua.
La circulación que caracterizo este periodo se puede observar en la Figura 3.
(a)
(b)
(c)
Figura 3. Intensidad en m/s (sombreado), dirección del viento (barbas) y altura geopotencial en 500 hPa
(aproximadamente 5500 metros de altura) para los días (a) 09 de Agosto 06 UTC, (b) 11 de Agosto 12 UTC y
(c) 15 de Agosto 00 UTC.
En niveles altos, es decir 300 hPa, durante el día 8 el viento era leve del suroeste en la región
Patagónica asociado al flanco suroeste de una vaguada. El día siguiente, el sistema de baja presión se
encontraba al sur de la provincia de Buenos Aires, provocando la rotación de los vientos sobre la
Patagonia, siendo así provenientes del sur. Ese mismo día, siguiendo el avance del sistema de baja
presión los vientos continuaron rotando de manera ciclónica (sentido horario), alcanzando al final del
día dirección suroeste, que se mantuvieron hasta el día 11 cerca de las 12 UTC. A las 18 UTC del día
11, asociado al eje de cuña que ingresó desde el oeste, los vientos prevalecieron del oeste hasta las 00
UTC del día 12. Durante este día se produjo el ingreso de una nueva vaguada desde el oeste, y con su
avance hacia el este, los vientos del noroeste canalizados en la delantera de vaguada fueron
incrementándose con el correr de los días, esta situación se mantuvo hasta el final del periodo de
estudio. La circulación característica del periodo estudiado en 300 hPa se puede observar en la Figura
4.
(a)
(b)
(c)
Figura 4. Intensidad en m/s (sombreado), dirección del viento (barbas) y altura geopotencial en 300 hPa
(aproximadamente 10.000 metros de altura snm) para los días (a) 09 de Agosto 06 UTC, (b) 11 de Agosto 12
UTC y (c) 15 de Agosto 00 UTC.
De esta manera, los campos de viento en los distintos niveles de la atmósfera permitieron la dispersión
de la pluma volcánica en variadas direcciones en las que la ceniza volcánica fue transportada.
Asimismo, los procesos de mezcla turbulenta participaron en el transporte vertical de partículas entre
los niveles de la atmósfera.
4.2. Validación de la dispersión modelada
Las dos fases que conformaron la erupción del volcán Hudson durante Agosto de 1991 fueron
monitoreadas por medio de diversos sensores remotos disponibles en la época. En este trabajo se
emplearon para la validación de los resultados del modelo FALL3D imágenes AVHRR del satélite
NOAA-11 de 4 km de resolución del National Oceanic and Atmospheric Science (NOAA). Además, se
emplearon las imágenes de los sensores AVHRR del NOAA-11 y TOMS del satélite Nimbus-7 de
NASA procesadas por Constantine et al. (2010). Cabe resaltar que la detección de la ceniza en
suspensión mediante estos instrumentos está limitada por el tamaño de las partículas de cenizas
suspendidas, la presencia de nubes meteorológicas por encima de la columna de ceniza, o la formación
de hidrometeoros de ceniza y hielo entre otros (Kratzmann et al., 2010). Por lo tanto, los contornos que
indican la presencia de ceniza a partir de las imágenes pueden no coincidir exactamente con los
resultados del modelo.
Para la detección de ceniza a partir de las imágenes AVHRR del NOAA-11 en este trabajo, se empleó
el algoritmo de tres bandas de producto volcánico (TVAP) desarrollado por Ellrod et al. (2003). Este
algoritmo plantea el uso de las tres bandas del infrarrojo centradas en las longitudes de onda de 3.9, 11
y 12 μm. La selección de las bandas mencionadas se basa en que la nube volcánica (o el dióxido de
azufre asociado) tiene una absorción diferencial en las bandas de 3.9, 10.7 y 12 μm y además la ceniza
tiene una gran reflectancia de la radiación solar a los 3.9 μm. El TVAP provee una mejor
discriminación de las nubes de ceniza respecto de las meteorológicas en comparación con los métodos
que emplean solo dos bandas y presenta mejores resultados durante las horas diurnas sobre cualquier
superficie y nocturnas sobre cualquier cuerpo de agua (Ellrod et al., 2003). Asimismo, se emplearon las
imágenes de la banda 4 (10.6 μm) del sensor AVHRR del NOAA-11 y las imágenes TOMS del satélite
Nimbus de los trabajos de Constantine et al. (2000) y Kratzmann et al. (2010). La banda 4 del AVHRR
es que la permite detectar nubes de ceniza opacas a la radiación UV saliente de la Tierra, mientras que
las nubes de ceniza traslucidas pueden ser detectadas por la diferencia de temperaturas de brillo entre la
banda de 11 y 12 μm (BTD), técnica desarrollada por Prata (1989). Este último método se evaluó para
este evento pero no se lograron resultados comparables.
Por otro lado, el instrumento TOMS es un espectrómetro que mide el albedo de la Tierra iluminada,
dada la similitud con la absorción UV del O3 y el SO2, el SO2 puede ser cuantificado por estos datos
(Krueger et al., 1995). A partir de los datos del TOMS se puede obtener el Índice de Aerosol (AI), que
se obtiene a partir del contraste de bandas que son sensibles a la materia suspendida como el polvo, el
humo y la ceniza volcánica (Constantine et al., 2000; Tupper et al., 2004).
Dado que los vientos en los distintos niveles verticales de la atmósfera varían en dirección e intensidad,
la dispersión de la pluma volcánica resulta afectada por las mismas en la columna de atmósfera, por
ello para identificar la dispersión total de la pluma durante este evento se empleó la variable modelada
por el FALL3D denominada column mass (tn/km2), es decir la masa total de ceniza por unidad de área
integrada verticalmente.
Durante la primera fase (8 al 9 de Agosto) de la erupción, el bajo contenido de ceniza de esta fase hizo
difícil la definición de los bordes de la nube volcánica (Constantine et al., 2000). En determinadas
ocasiones el algoritmo de TVAP (Ellrod et al., 2003) pudo detectar la presencia de la nube de cenizas y
la misma tuvo una gran correlación con las regiones donde la masa de ceniza modelada por el FALL3D
superaba las 500 Tn/km2 (Figura 5). En aquellas ocasiones donde las condiciones para la detección de
cenizas mediante el algoritmo TVAP no son óptimas (presencia de nubosidad, cristales de hielo, etc.) la
ausencia de valores que cumplan con el criterio fijado (valores mayores a 67) no implica la absoluta
ausencia de cenizas en el aire. Un claro ejemplo se observa en la Figura 5 (a) donde fuera de la zona
con valores superiores al criterio seleccionado y ligada a la boca del volcán se observan áreas de
tonalidades oscuras, dichas regiones coinciden con la presencia de la pluma de cenizas, por lo que es
probable que la dispersión modelada tenga una mayor correlación con la presencia real de cenizas.
(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 5. Comparación de la masa total por unidad de área integrada verticalmente por el modelo FALL3D
respecto de la imagen AVHRR del satélite NOAA-11 empleando el algoritmo de tres bandas de producto
volcánico (TVAP) desarrollado por Ellrod et al. (2003). Fase I: (a) 09 Agosto 18:17 UTC (b) 09 Agosto 18:00
UTC. Fase II: (c) 14 Agosto 19:10 UTC (d) 14 Agosto 19:00 UTC.
Por otro lado, durante la segunda fase (11 al 15 de Agosto) se halló también una gran correspondencia
entre las regiones donde el algoritmo TVAP detectaba ceniza y los resultados del modelo. Las Figuras
5 (c) y (d) reflejan lo mencionado, pero a diferencia de lo visto para el día 9, la cantidad de ceniza
modelada para el día 14 no fue superior a 500 tn/km2 en cercanías al volcán. Esta diferencia pudo
deberse a la falta de precisión en la determinación del fin de la erupción, pudiendo haber continuado
en realidad por más horas de las que se emplearon en la inicialización del modelo, pese a este posible
error los resultados obtenidos por el FALL3D muestran una gran confiabilidad.
Así mismo, para afianzar las conclusiones sobre los resultados del modelo respecto de lo capturado por
los satélites, se emplearon las imágenes obtenidas por Constantine et al. (2000) y también publicadas
por Kratzmann et al. (2010). En la Figura 6 se observa a la izquierda (a) los contornos de las imágenes
AVHRR del satélite NOAA-11 para los días 9, 12, 13, 14 y 15 de Agosto de 1991 y (c) los contornos
de las imágenes del índice TOMS AI extraídos de Kratzmann et al. (2010). A la derecha de la Figura 6
se encuentran los respectivos contornos modelados por el FALL3D de la masa total de ceniza por
unidad de área integrada verticalmente que mejor ajustaron la dispersión observada en las imágenes
satelitales. En la mayoría de los días el contorno de 40 tn/km2 fueron los que tuvieron una mayor
concordancia con las imágenes satelitales (Figura 6), a excepción del día 9 a las 14 UTC donde el
contorno de 300 tn/km2 fue el más ajustado a la imagen satelital. El día 12 a las 19 UTC la dispersión
modelada superior a 40 tn/km2 muestra una rama de dirección sur de acuerdo con la observada en la
imagen satelital (Figura 6a y 6b), pero de menor extensión meridional, lo que pudo deberse a que el
inicio de la erupción durante el día 12 ocurriera en horas previas a la inicialización del modelado. Otra
posible causa, pudo ser la subestimación de la intensidad del viento del norte por el WRF-ARW, que
también influiría en el ángulo de dispersión horizontal de la pluma que es mucho mayor que lo
observado por el satélite para este día.
El día 13 tanto la imagen AVHRR como la TOMS AI (Figura 6a y 6c) mostraron una dispersión de
pluma en dirección este-sudeste, similar a la presentada por el modelo (Figura 6b y 6d). El ancho de la
pluma modelada durante este día fue superior al detectado por los satélites, pudiendo deberse a la
presencia de hidrometeoros o a la dispersión de partículas muy pequeñas no detectables por los
satélites.
El día 14, el modelo representó eficazmente la dispersión en dirección sureste, en parte debido a la
presencia en el dominio de ceniza proveniente de la erupción previa. La imagen de este día de la 01:02
UTC (Figura 6a) mostró un ancho menor al modelado y una extensión longitudinal también menor.
Nuevamente esto pudo deberse a las dificultades de los sensores remotos ya mencionadas. Un mejor
ajuste entre la imagen satelital y la dispersión modelada se obtuvo a las 12 UTC.
Finalmente durante el día 15 de Agosto Kraztmann et al. (2010), mencionó en su trabajo que la pluma
fue estimada subjetivamente en la imagen AVHRR; por eso se encuentra representada en líneas
punteadas de color rojo en la Figura 6a. Durante este día, posterior a la erupción más intensa de
aproximadamente 18 km de altura (alrededor de las 00 UTC), probablemente el decaimiento de la
columna eruptiva haya generado una menor inyección de ceniza en horas previas a la finalización de la
erupción. Por lo que la combinación de nubosidad meteorológica y la reducción de la cantidad y
tamaño de partículas en la atmósfera próximas al volcán pudieron impedir la clara identificación del
extremo oeste de la pluma mediante los sensores remotos disponibles.
-70°
-60°
-50°
(a)
FALL3D
(b)
-40°
-50°
(c)
FALL3D
(d)
-40°
-50°
-70°
-60°
-50°
Figura 6. Comparación de la dispersión capturada por la banda 4 del sensor AVHRR del satélite NOAA-11 y
por el sensor TOMS respecto de la masa de ceniza por unidad de área integrada en la vertical obtenida por el
FALL3D. (a) Referencia imágenes AVHRR (Kratzmann et al., 2010): 9 de Agosto 01:31 UTC (marrón), 9 de
Agosto 14:27UTC (naranja), 12 de Agosto 19:02 UTC (azul), 13 de Agosto 02:14 UTC (verde), 14 de Agosto
01:02 UTC (amarillo), 15 de Agosto 13:00 UTC (rojo). (b) Masa total de ceniza integrada verticalmente en tn/
km2 para el 9 de Agosto 01:00 UTC (marrón), 9 de Agosto 14:00UTC (naranja), 12 de Agosto 19:00 UTC
(azul), 13 de Agosto 02:00 UTC (verde), 14 de Agosto 01:00 UTC (amarillo), 15 de Agosto 13:00 UTC (rojo).
(c) Referencia imágenes TOMS AI: 13 de Agosto 11:30 UTC (verde), 14 de Agosto 11:48 UTC (amarillo), 15 de
Agosto 11:00 UTC (rojo). (d) Masa total de ceniza integrada verticalmente en tn/ km2 para el 13 de Agosto
11:00 UTC (verde), 14 de Agosto 12:00 UTC (amarillo), 15 de Agosto 11 UTC (rojo). Las imágenes a) y c)
muestran en punteado gris los contornos de los depósitos de 0.1 cm de espesor obtenidos para la fase I (Naranjo
et al., 1993) y la II (Scasso et al., 2000). Estas imágenes fueron extraídas de Kratzmann et al. (2010).
Como parte del análisis, también se estudió la relación entre la visibilidad y la concentración de ceniza
a 1000 metros de altura. Los datos de visibilidad fueron obtenidos a partir de las observaciones
registradas en las estaciones meteorológicas del SMN-ARG. En la Figura 7a se observa la fuerte
relación entre el aumento de la concentración de ceniza a 1000 metros de altura asociada a la fase I (del
08 al 09 de Agosto de 1991) de la erupción y la reducción de la visibilidad en la ciudad de Esquel (lat:
-42.91, lon:-71.32), Pcia. de Chubut. En la Figura 7b se observa lo mismo para la ciudad de San Julián
(lat:-49.9, lon:-67.47) Pcia. de Santa Cruz para la fase II, aunque en este caso las observaciones
meteorológicas no presentan la regularidad (horarias) del caso de Esquel.
Esquel: visibilidad vs. concentración a 1000 m
1,20E-02
6,00E-03
4,00E-03
90
90
9,00E-01
80
80
8,00E-01
70
70
7,00E-01
60
50
40
30
20
2,00E-03
0,00E+00
80
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
99 99 99 99 99 99 99 99 99 99 99 99 99 99 99 99 99 99
81 81 81 081 081 081 081 081 081 081 081 081 081 081 081 081 081 081
90 90 10 10 11 11 11 12 12 13 13 13 14 14 15 15 16
10
concentración
0
visibilidad
6,00E-01
5,00E-01
4,00E-01
3,00E-01
60
50
40
30
2,00E-01
20
1,00E-01
10
0,00E+00
0
visibilidad
8,00E-03
San Julián: visibilidad vs. concentración a 1000 m
1,00E+00
visibilidad
concentración
1,00E-02
(b)
concentración
(a)
concentración
visibilidad
91
91
91
91
91
91
91
91
19
19
19
19
19
19
19
19
08
08
08
08
08
08
08
08
13
13
13
14
14
15
15
15
Figura 7. Relación entre la reducción de visibilidad y el aumento de la concentración de ceniza a 1000 metros
de altura para la ciudad de: (a) Esquel a 560 m. asm, (b) San Julián aprox. 62 m. asm.
Este análisis permite concluir en que la efectividad del modelo FALL3D en representar la dispersión de
la pluma volcánica durante la erupción del volcán Hudson en Agosto de 1991 fue alta, encontrando
diferencias entre la ceniza detectada por los satélites de la época cuyo probable origen haya residido en
la incertidumbre de la cronología de altura de la columna eruptiva, en la resolución del modelo
meteorológico y en la granulometría empleada por el modelo. Asimismo, se halló en algunas
localidades una alta correlación entre la reducción de la visibilidad y el aumento de la concentración de
ceniza a 1000 metros, lo que permitiría el empleo de este modelo también para el pronóstico de la
reducción de visibilidad en eventos futuros, aunque el mismo no considera la remoción y
removilización por el viento de la ceniza depositada en superficie.
4.3. Validación del depósito modelado
Durante la fase I (del 08 al 09 de Agosto) la pluma volcánica se dispersó en dirección nor-noreste, y
consecuentemente las partículas de ceniza se depositaron en esta dirección, pero debido a la baja
cantidad de piroclástos producidos durante esta fase (0.2 km3 según Naranjo et al., 1993 y Scasso et al.,
1994) y la intensidad de los vientos no fue posible la generación del mapa de isopacas.
Durante la fase II (del 11 al 15 de Agosto), grandes cantidades de ceniza fueron inyectadas y
dispersadas en la atmósfera, siendo el volumen estimado depositado en superficie (Scasso et al. 1994)
en 4.35 km3.Asimismo este autor estimó extrapolando el volumen probable sedimentado sobre el mar
en 7.6 km3.
En este trabajo, para validar los resultados obtenidos por el FALL3D de depósito en superficie, se
empleó el mapa de distribución de isopacas (cm) de cenizas obtenido por Scasso et al. (1994) durante el
período del 11 al 15 de Agosto mediante la toma de muestras en aproximadamente 200 sitios (Figura
8).
Se pude observar que el borde exterior del depósito total, es decir el contorno externo de la isopaca de
0.1 cm, modelado por el FALL3D (Figura 8b) tiene una gran concordancia con el contorno exterior de
0.1 cm obtenido por Scasso et al. (1994) (Figura 8a). Asimismo, el depósito modelado por el FALL3D
(Figura 8b) muestra una bifurcación del máximo distal en respuesta a la variación de la dispersión
debida a la rotación del viento que inicialmente era ESE del 12 al 14 y luego rotó al SE el día 15, esta
misma característica la destacó Scasso en su trabajo de 1994 y se observa en la Figura 6a.
(a)
(b)
Figura 8. Mapa de distribución de isopacas (cm) del depósito de cenizas para la erupción del volcán Hudson
obtenidas para el 12 al 15 de Agosto de 1991 por: (a) Scasso et al. (1994) (b) el modelo FALL3D.
No obstante, el máximo espesor en zonas proximales al volcán Hudson, (Figura 8b) fue subestimado
por los resultados del FALL3D al compararlo con la Figura 8a. Esto se debe probablemente a la
subestimación de la presencia de partículas de gran tamaño hecha al estimar la distribución total de
tamaños de partículas a partir de los datos de Scasso et al. (1994). Mientras que los otros dos máximos
relativos observados en la en zonas distales (Figura 8b), sobrestiman los depósitos obtenidos durante el
trabajo de campo. Dado que las muestras tomadas para la Figura 8a se obtuvieron en días posteriores a
la ocurrencia del depósito, la presencia de vientos muy intensos, visto en la sección 4.1, pudieron
remover el material inicialmente depositado brindando menores espesores.
5. Conclusiones
Este trabajo se centró en el estudio del modelado de la erupción del volcán Hudson (ubicado al sur de
Chile) con el modelo de dispersión y depósito de cenizas volcánicas FALL3D (Costa et al., 2006; Folch
et al., 2009). La detección de la ceniza en suspensión mediante sensores remotos pudo encontrarse
limitada por el tamaño de las partículas de cenizas suspendidas, la presencia de nubes meteorológicas
por encima de la columna de ceniza, la formación de hidrometeoros de ceniza y hielo, entre otros
(Kratzmann et al., 2010), por lo cual los contornos que indicaban la presencia de ceniza a partir de las
imágenes pudieron no coincidir exactamente con los resultados del modelo. Más allá de esto, las
comparaciones entre los resultados del modelo y los datos satelitales mostraron una correlación
significativa, que podría mejorarse al incrementar la precisión de los datos meteorológicos y la
configuración de las características volcanológicas, como la altura de columna eruptiva y la
distribución granulométrica.
Así mismo se halló una alta correlación entre la reducción de la visibilidad y el aumento de la
concentración de ceniza a 1000 metros, aunque el modelo no considera la remoción y removilización
por el viento de la ceniza depositada en superficie. Esto evidencia la utilidad de este parámetro en el
eventual pronóstico de visibilidad para las ciudades que fueran afectadas por una nube de ceniza.
Finalmente en cuanto al depósito modelado se obtuvieron buenos resultados respecto de los obtenidos
en campo por Scasso et al. (1994) y nuevamente las deficiencias en los resultados en zonas proximales
pudieron deberse a la subestimación de la proporción de partículas grandes en la distribución total de
tamaños de partículas, y en zonas medias y distales por la posible removilización por el viento de las
partículas depositadas. Probablemente estos resultados mejoren al incorporar los procesos de
interacción entre partículas y los procesos de agregación.
El empleo de estos modelos para reproducir eventos del pasado permite verificar el desempeño de los
mismos y colabora con el mejoramiento de la configuración de los mismos para su posterior empleo
para el pronóstico operativo en el caso de situaciones de emergencia y la realización de futuros
escenarios de desastres.
Agradecimientos
Este trabajo fue realizado en el marco del proyecto “Aplicaciones de modelos numéricos de última
generación, en el ámbito del Servicio Meteorológico Nacional para el pronóstico del tiempo. Estudios
de vulnerabilidad del medio ambiente e impacto socioeconómico”, PIDDEF 41/10 del Ministerio de
Defensa.
Los datos AVHRR del satélite NOAA-11 pertenecen a la base Comprehensive Large ArrayData Stewardship System (CLASS) del National Oceanic and Atmospheric Science (NOAA).
Se agradece a la Dra. C. Risso, al Dr. J.G Viramonte, al Dr. R.A. Scasso y al Dr. D.J. Kratzmann por el
asesoramiento brindado para el desarrollo de este trabajo.
Finalmente, queremos agradecer también el apoyo de la “Red iberoamericana para el monitoreo y
modelización de cenizas y aerosoles volcánicos y su impacto en infraestructuras y calidad del aire”
(proyecto CYTED 410RT0392).
Bibliografía
Bursik, M. (2001). Effect of wind on the rise height of volcanic plumes. Geophys. Res. Lett. 18, 3621–
3624.
Carey, S.N. and Sparks, R.S.J. (1986). Quantitative models of fallout and dispersal of tephra from
volcanic eruption columns. Bulletin of Volcanology, 48, 109-125.
Cevo, J. (1978) Informe preliminar sobre la erupción del volcán Hudson norte o Volcán Huemules.
Trapanada 1, 35-42.
Constantine, E.K., Bluth, G.J.S. and Rose, W.I., (2000). TOMS and AVHRR Observations of Drifting
Volcanic Clouds From the August 1991 Eruptions of Cerro Hudson. In: Mouginis-Mark, P., Crisp,
J.A., Fink, J.H. (Eds.), Remote Sensing of Active Volcanism. Geophysical Monograph, Washington,
DC, 45–64.
Corbella, H., Scasso, R.A., Lucero, M., Palacios, M.E., Tiberi, P.E., Rial, P. and Pérez, D. (1991).
Erupción del Volcán Hudson - Agosto de 1991. Efectos sobre el territorio de la Provincia de Santa
Cruz. Publicación Científica de la Universidad Federal de la Patagonia Austral, Waxen 4, 1-15.
Costa, A., Macedonio, G. and Folch, A., (2006). A three-dimensional Eulerian model for transport and
deposition of volcanic ashes. Earth Planet. Sci. Lett. 241, 634-647.
D’Amours, R. (1998). Modeling the ETEX plume dispersion with 542 the Canadian emergency
response model. Atmos. Environ. 543 32 (24), 4335–4341.
Dee, D.P., Uppala, S.M., Simmons, A.J., Berrisford, P., Poli, P., Kobayashi, S., Andrae, U.,
Balmaseda, M.A., Balsamo, G., Bauer, P., Bechtold, P., Beljaars, A.C.M., Van de Berg, L., Bidlot, J.,
Bormann, N., Delsol, C., Dragani, R., Fuentes, M., Geer, A.J., Haimberger, L., Healy, S.B., Hersbach,
H., Holm, E.V., Isaksen, L., Kallberg, P., Kohler, M., Matricardi, M., McNally, A.P., Monge-Sanz,
B.M., Morcrette, J.J., Park, B.K., Peubey, C., De Rosnay, P., Tavolato, C., Thepaut, J.N. and Vitart, F.
(2011). The ERA-Interim reanalysis: configuration and performance of the data assimilation system. Q.
J. R. Meteorol. Soc. 137: 553–597. DOI:10.1002/qj.828
Draxler, R.R., and Hess and G.D. (1998). An overview of the HYSPLIT_4 modelling system for
trajectories, dispersion, and deposition. Aust. Meteor. Mag, 47, 295–308.
Ellrod, G.P., Connell, B.H. and Hillger, D.W. (2003). Improved detection of airborne volcanic ash
using multi-spectral infrared satellite data. J. Geophys. Res., 108, 4356
Folch, A., Osores, M.S., Pujol, G., Collini, E. and Suaya, M. (2011). Evaluation of the FALL3D model
using WRF-ARW fields for the 2008 Chaitén eruption. European Geosciences Union, General
Assembly 2011.
Folch, A., Costa, A. and Macedonio, G. (2009). FALL3D: A computational model for transport and
deposition of volcanic ash, Comput. Geosci., 35, 1334–1342.
Fuenzaldia, R. (1976). The Hudson volcano.In: Proc IAVCEI Symposium on Andean and Antartic
Volcanology Problems, 78-87.
Gonzalez-Ferrán, O. (1995). Volcanes de Chile. Ed Instituto Geográfico Militar, Santiago. 635.
Jones, A.R., Thomson, D.J., Hort and M. Devenish, B. (2007). The U.K. Met Office's next-generation
atmospheric dispersion model, NAME III, in Borrego C. and Norman A.-L. (Eds) Air Pollution
Modeling and its Application XVII (Proceedings of the 27th NATO/CCMS International Technical
Meeting on Air Pollution Modelling and its Application). Springer, 580-589,
Kratzmann, D.J., Carey, S.N., Fero, J., Scasso, R.A. and Naranjo, J.A. (2010). Simulations of tephra
dispersal from the 1991 explosive eruptions of Hudson volcano, Chile. Journal of Volcanology and
Geothermal Research 190, 337–352.
Krueger, A.J.,Walter, L.S., Bhartia, P.K., Schnetzler, C.C., Krotkov, N.A., Sprod, I. and Bluth, G.J.S.
(1995). Volcanic sulfur dioxide measurements from the Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS)
instruments. J. Geophys. Res. 100, 14057–14076.
Ma, L.M. and Tan, Z.M. (2009). Improving the behavior of the cumulus parameterization for tropical
cyclone prediction: Convection trigger. Atmos. Res., 92, 190-211.
Naranjo, J.A., Moreno, H. and Banks, N. (1993). La erupción del volcán Hudson en 1991 (46ºS)
Región XI, Aisén. Chile Coletin 44, 1-50
Prata, A. J. (1989a): Observations of volcanic ash clouds in the 10-12 μm window using AVHRR/2
data. Int J. Remote Sensing, 10(4-5), 751-761.
Prata, A. J. (1989b): Infrared radiative transfer calculations for volcanic ash clouds. Geophsy. Res.
Lett., 16(11), 1293-1296.
Scasso, R.A., Corbella, H. and Tiberi, P. (1994). Sedimentological analysis of the tephra from the 1215 August 1991 eruption of Hudson volcano. Bull. Volcanol. 56, 121-132.
Searcy, C., Dean, K. and Stringer, W. (1997) PUFF: A high-resolution volcanic ash tracking model.
Journal of Volcanology and Geothermal Research, 80(1-2),1-16
Skamarock, W.C., Klemp, J.B., Dudhia, J., Gill, D.O., Barker, D.M., Duda, M.G., Huang, X., Wang,
W. and Powers, J.G.A. (2008). Description of the Advanced Research WRF Version 3. NCAR
TECHNICAL NOTE.
Tobar, A. (1972) Event 80-71.1971 Annual Report, Smithsonian Institution, Center of short-leved
phenomena, 105-109.
Tupper, A., Carn, S., Davey, J., Kamada, Y., Potts, R., Prata, F. and Tokuno, M., (2004). An evaluation
of volcanic cloud detection techniques during recent significant eruptions in the western ‘Ring of Fire’.
Remote Sens. Environ. 91 (1), 27–46.