UNIVERSIDAD DE COLIMA

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1 UNIVERSIDAD DE COLIMA FACULTAD DE CIENCIAS POSGRADO EN CIENCIAS DE LA TIERRA ANALISIS CUANTITATIVO DE LOS FLUJOS PIROCLÁSTICOS CON DATOS SISMOLOGICOS DEL VOLCÁN DE COLIMA PARA EL PERIODO ERUPTIVO T E S I S PARA OBTENER EL GRADO DE MAESTRO EN CIENCIAS DE LA TIERRA QUE PRESENTA: JUSTO OROZCO ROJAS ASESOR DE TESIS: Dr. VYACHESLAV M. ZOBIN COLIMA, FEBRERO

2 Dedicatoria A mi esposa, Ana María Guadalupe A mis hijos, Abish Anahí, Brenda Briselle, Carlos Eduardo y David Israel. 2

3 Agradecimientos. Agradezco la valiosa ayuda de mi asesor el Profesor Vyacheslav M. Zobin P. quien siempre buscó que concluyera este trabajo. A los directores del Observatorio Vulcanológico, el Dr. Juan José Ramírez Ruiz y al Dr. Tonatiuh Domínguez Reyes, por brindarme todas las facilidades para desarrollar este trabajo. A todo el personal del Observatorio Vulcanológico. 3

4 INDICE Dedicatoria i Agradecimientos..ii Tabla de cuadros y figuras...1 Abstract....2 Resumen Introducción Objetivos Contenido Vulcanismo y sus tipos de actividad Vulcanismo Tipos de erupciones volcánicas Tipos de peligros en las erupciones volcánicas Caídas de ceniza Flujos piroclásticos (flujos calientes de ceniza) Flujos de lodo Deslizamientos volcánicos Tsunamis volcánicos Flujos de lava Gases volcánicos El Volcán de Colima y sus erupciones De 1576 a De 1793 a Erupción de Erupción de Erupción de Erupción de Erupción de 1991 y explosión de Erupción de Erupción de Los flujos piroclásticos y la importancia de su estudio Flujos piroclásticos Flujos piroclásticos de colapso de domo o de frente de lava Flujos piroclásticos formados en la cima del cráter Modelos aplicados a los flujos piroclásticos.26 4

5 6.1. Modelos aplicados a los flujos piroclásticos tipo Merapi Modelo para un estado granular Estructura del cuerpo principal Modelos mecánicos de depositación Modelación de la capa de nube caliente de ceniza Estudios sismológicos de los flujos piroclásticos Mecanismo de disparo de un flujo piroclástico Ondas sísmicas excitadas por un flujo piroclástico Descripción de los flujos piroclásticos asociados al Volcán de Colima Erupción de Descripción de los sismos producidos por los flujos piroclásticos en la erupción de Propiedades de los sismos producidos por los flujos piroclásticos Relación entre duraciones y amplitud máxima Variaciones temporales en amplitud y duración Relaciones duración frecuencia en los diferentes estados de emisión de lava Cuantificación de los flujos piroclásticos a través de su registro sísmico y su uso para el monitoreo de una erupción Discusión Conclusiones Bibliografía Aviso de aceptación para la publicación de esta tesis como un artículo científico en el Bulletin of Vulcanology Cita electrónica del artículo publicado.64 5

6 Tabla de figuras. No. de figura Descripción Página 1 Gráfica del número de muertes durante un erupción volcánica, 16 comparando el número de muertes causadas por los flujos piroclásticos contra los otros peligros volcánicos Fotografía tomada a un flujo piroclástico durante la erupción del Monte Pinatubo, Filipinas, en diciembre de Gráfica que ilustra la clasificación de los piroclastos arrojados en una erupción. Gráfica de clasificación de flujos piroclásticos en función del tamaño de grano y morfología de los cristales. Esquema de la formación de un flujo piroclástico tipo Merapi. Esquema de la formación de un flujo piroclástico tipo Peleano. Esquema de la formación de un flujo piroclástico tipo San Vicente. Esquema de la formación de un flujo piroclástico tipo Arenal. Esquema de la formación de un flujo piroclástico tipo Santiaguito. Fotografía tomada de las ruinas de St. Pierre después de ser devastado por un flujo piroclástico en Modelo del proceso de formación de un flujo piroclástico tipo Merapi propuesto por Takahasshi y Tsujimoto; Modelo de la estructura principal de un flujo piroclástico. Modelo para un proceso de depositación del cuerpo principal de un flujo piroclástico. Mapa que muestra la distribución de los depósitos de los flujos piroclásticos y flujos de lava. Gráfica de variaciones diarias del volumen de emisión, número de derrumbes y número de eventos volcano-tectónicos

7 Gráfica de la red de estaciones sísmicas y la gráfica de respuesta sísmica de las estaciones. Señales sísmicas registradas durante la erupción de en la estación EZV5 situada a 4Km del cráter. Gráfica de variaciones diarias en el volumen de lava (A), máximas duraciones e los sismos de avalancha (B) y distribución temporal de amplitudes (C). Gráfica del resultado de correlación en la duración máxima y la duración acumulada diaria. Gráfica log-log del número de sismos de avalancha contra la duración de la señal sísmica Registro sísmico correspondiente al 25 de noviembre, estación EZV5, donde se observan eventos de avalancha de diferentes magnitudes

8 Abstract The block-lava effusion at Volcán de Colima, México began after 12 months of seismic activity. It started on November 20, 1998, and ended about 80 days later. Three types of seismic events were distributed unevenly during the lava emission. Volcano-tectonic earthquakes occurred mainly at the very beginning and after terminating of lava emission. Explosion earthquakes were rather numerous during the period of maximum rate in lava emission. The majority of seismic signals were produced by the movement of pyroclastic flows and rockfalls of incandescent fragments of lava dome and flows. These seismic signals sharply increased in number with the beginning of lava emission. Their number was still high when the lava emission rate decreased but it gradually decreased with termination of lava emission. A log-log plot of the seismic signal duration intervals vs the number of events of this duration gives a good lineal dependence between the parameters. Maximum and cumulative daily durations of seismic signals of the fall-and-flow earthquakes were proportional to daily output of lava. It allows proposing the magnitude scale for pyroclastic flows based on the duration of short-period seismic signals at station EVZ5 situated at a distance of 4 km from the crater: magnitude 1, durations less than 100 s; magnitude 2, durations between 100 and 250 s; magnitude 3, durations longer than 250 s. It was estimated that the magnitude 3 events correspond to the pyroclastic flows of mean volume of about 2x10 5 m 3 and the magnitude 2 event, to the mean volume of about 1x10 3 m 3. 8

9 Resumen. La erupción de inició después de 12 meses de actividad sísmica, comenzando el 20 de noviembre y terminando 80 días después. Tres tipos de eventos sísmicos aparecieron durante la emisión de lava. Los eventos volcano-tectónicos ocurrieron al inicio y al término de la emisión de lava. Los eventos del tipo explosivo se presentaron en mayor número durante el periodo de tasa máxima de emisión. La mayoría de las señales sísmicas se produjeron por los flujos piroclásticos y las caídas de fragmentos incandescentes del domo y flujos de lava. Una grafica log-log de intervalos de duración de la señal contra el número de eventos en cada intervalo da una buena dependencia lineal entre los parámetros. Esto nos ayuda a proponer escalas de magnitudes a los flujos piroclásticos basados en la duración de la señal. Se estima a los eventos de magnitud 3 un volumen aproximado de 2 X10 5 m 3 y los de magnitud 2 un volumen de 1 X 10 3 m 3. 9

10 1.- Introducción. 1.1.Objetivos. Las lavas de contenido basáltico a basáltico-andesítico forman estratovolcanes, que normalmente presentan un cráter en la cima, en periodos eruptivos forman un domo en el interior de su cráter con características de inestabilidad. La actividad volcánica más conocida de este tipo de volcán es el colapso parcial del domo de lava, generando flujos piroclásticos que se desplazan por su pendiente. El cometido de este trabajo es estudiar la señal sísmica que se produce durante la generación y desarrollo de un flujo piroclástico y tratar de encontrar alguna relación con otros fenómenos asociados a los procesos eruptivos del Volcán de Colima. Estudiar la infraestructura de la sismicidad asociada a la actividad eruptiva de , la cuál estuvo caracterizada en su fase inicial por un incremento importante en la actividad sísmica. Además preparar un catálogo de eventos registrados durante todo el periodo eruptivo y hacer una clasificación de ellos agrupándolos en distintas familias de eventos, basándose en la forma y contenido espectral. 10

11 1.2 Contenido. El presente trabajo toma en su capítulo dos temas generales sobre el vulcanismo global terrestre, dando énfasis en su importancia sobre la afectación de la vida terrestre, describiendo en forma muy general los tipos de volcanes y cada una de sus formas eruptivas más comunes, llevándonos a conocer los nombres de los tipos de actividad eruptiva. En el capítulo tres se describe en forma breve y clara cada uno de los peligros volcánicos hasta el momento conocido y estudiado. Estas amenazas volcánicas son igualmente peligrosas dependiendo del tipo de volcán, su actividad eruptiva y los centros urbanos circundantes, aunque la gran mayoría del vulcanismo activo del planeta se encuentra sepultado bajo los océanos y no representa riesgo alguno para el ser humano, solo algunos cuantos volcanes continentales e insulares mantienen en constante peligro a miles de personas. En el capítulo cuatro se presenta un resumen cronológico de las erupciones del Volcán de Colima desde 1576 hasta el presente estudio, se trato de resaltar las erupciones mas violentas, los tipos de actividad eruptiva predominante son las Plinianas, Vulcaneanas y Peleanas, de forma mas reciente la actividad tipo Merapi. Para el capítulo cinco se toman los conceptos de flujo piroclástico y se expresa la importancia de estudiarlos por su carácter destructivo y amenazador. También se presentan los mecanismos de generación de flujos piroclásticos y los nombres que estos toman. El capítulo seis describe los modelos aplicados para el estudio de los flujos piroclásticos tipo Merapi, los cuales se habían venido presentando en erupciones pasadas y que para el periodo de estudio de este trabajo se tuvieron en gran número, aquí se describe cada una de las capas y sus mecanismos de desplazamiento y depositación. El capítulo siete muestra los estudios sismológicos hechos a los flujos piroclásticos tipo Merapi, describiendo las fuerzas actuantes en el proceso de formación del flujo y las formas de onda excitadas por ellas. En el capítulo ocho se hace una descripción de la actividad volcánica de la erupción de , destacando los cambios en los parámetros sísmicos así como los alcances de los diferentes frentes de lava y los volúmenes de material expulsado. En el capítulo nueve se describen los sismos generados por esta erupción destacándose tres tipos de señales sísmicas predominantes, los sismos Vulcano-tectónicos, los sismos producidos por las 11

12 explosiones y las exhalaciones de gas y el último y mas numerosos los producidos por los flujo piro clásticos. El capítulo diez describe las propiedades de los sismos producidos por los flujos piroclasticos, sus características y sus variaciones temporales en amplitud y duración. En el capítulo once se hace una cuantificación de los flujos piroclásticos a través de su registro sísmicos, asignándoles magnitudes como aportación para el monitoreo en una erupción volcánica. En le capítulo doce se discuten los trabajos realizados en otros volcanes como el Santa Elena en Washington, Unzen en Japón, Merapi en Indonesia y Soufriére en Monserrat. Y finalmente en el capítulo trece se dan las conclusiones de este trabajo. 12

13 2.- Vulcanismo y sus tipos de actividad Vulcanismo. Pocas fuerzas de la naturaleza son tan espectaculares y amenazadoras, o tienen un papel dominante en la fisonomía de la tierra como la actividad eruptiva de un volcán. El Vulcanismo es el responsable de haber construido algunos de los rasgos montañosos de la tierra, sus productos eruptivos cubren vastas regiones y en otras ocasiones dispara erupciones explosivas de tamaño y poder que son casi imposible imaginarlas en nuestros días. Una erupción volcánica no es solamente un excitante y asombroso espectáculo, en su propia forma, sino que también puede ser un escenario de desastres y calamidades que puede cambiar la vida de las personas. La corteza terrestre en la cual vivimos y dependemos, es en gran parte producto de millones de alguna vez volcanes activos y de grandes volúmenes de magma que fueron enfriando bajo la superficie. Como resultado de este persistente y amplio vulcanismo se han desarrollado muchos de los recursos naturales invaluables alrededor del mundo. Por ejemplo, la caída de ceniza volcánica sobre cientos de kilómetros cuadrados de tierra incrementa la fertilidad de los bosques y terrenos agrícolas, adicionando una gran cantidad de nutrientes. Además de un importante aporte de materiales pétreos utilizados en la industria de la construcción. El vulcanismo en el planeta es y ha sido muy variado y los tipos de volcanes involucrado también es diverso. Existen desde los volcanes compuestos o estratovolcanes, que es el tipo de volcán más común y el que generalmente tiene una gran historia de erupciones destructivas, no tiene un periodo frecuente de erupción y típicamente se forman en zonas de subducción. Los conos de escoria es el tipo de volcán más simple, este se construye a partir de las partículas de ceniza y escoria eyectada desde una fuente eruptiva. Los volcanes en escudo son los más grandes en la tierra, son estructuras muy amplias, producto de grandes coladas de lava que se dispersan formando suaves pendientes. 13

14 2.2. Tipos de actividad volcánica. Cada estructura volcánica a hecho o hace erupción de alguna forma que lo distingue de los demás, aunque algunos cambian su estilo de erupción obedeciendo principalmente al contenido químico de las lavas. Unos tienen erupciones efusivas, otros tantos las tienen del carácter explosivo, donde domina la eyección de material piroclástico, este carácter de efusividad o explosividad está determinado por las propiedades del magma. Los tipos de erupciones volcánicas que corresponden a la forma efusiva, son las erupciones Hawaianas, estas son erupciones de lavas basálticas muy fluidas, de bajo contenido de gas, dando lugar a un flujo efusivo de lava semejante a un gran río de lava que fluye tan rápido o lento de acuerdo a la pendiente del terreno. Dentro del tipo de erupciones explosivas se encuentran las erupciones Estrombolianas, que están caracterizadas por pequeñas explosiones que suceden cada pocos minutos, acompañadas esporádicamente por breves derrames de lava. Las nubes de explosión rara vez suben más de 500m y es normalmente gris. Las erupciones Merapianas se caracterizan por lavas de contenido basáltico a basálticoandesítico, formando estratovolcanes con un cráter en la cima, conteniendo un domo inestable de lava. Los eventos volcánicos más conocidos en este tipo de erupción son: el colapso parcial de domo y la generación de flujos piroclásticos. En el Volcán Merapi los flujos piroclásticos pueden viajar hasta 13km de la cima y alcanzar velocidades de 110km/hr. Finalmente tenemos las erupciones del tipo Plinianas, que, atendiendo a la descripción que el joven Plinio hizo de la erupción del Volcán Vesubio en el año 79, se a acuñado el término de erupción pliniana para definir un paroxismo, violentamente explosivo, asociado a la rápida y continua emisión de un gran volumen de productos fragmentarios. También es característica de estas erupciones la forma de hongo que adquiere la columna de gases y piroclastos que se elevan desde la boca eruptiva. 14

15 3.- Tipos de peligros en las erupciones volcánicas. Los volcanes permanecen tranquilos por mucho tiempo, tanto, que en ocasiones nos olvidamos de las amenazas que estos representan para las vidas humanas. Tarde o temprano las personas que viven cerca de un volcán tendrán que enfrentarse a una erupción. Una erupción violenta puede transformar nuestras vidas por semanas, meses e incluso hasta años. Hay varios tipos de actividad volcánica, algunas más peligrosas que otras, entre ellas se destacan las siguientes: - Caídas de ceniza. - Flujos piroclásticos (Flujos calientes de ceniza) - Flujos de lodo - Deslizamientos volcánicos. - Tsunamis volcánicos. - Flujos de lava. - Gases volcánicos Caídas de ceniza. Con tremenda fuerza el volcán lanza al aire bloques de lava y ceniza, los fragmentos más pesados caen a poca distancia del punto de emisión, generalmente a unos cuantos metros, pero los fragmentos más pequeños de ceniza siguen subiendo a gran altura hasta formar una nube de ceniza, esto es muy común en tipo de erupciones explosivas. Algunos volcanes durante una erupción violenta emiten ceniza durante horas, en otras ocasiones durante días, formado nubes de ceniza que llegan a medir cientos de kilómetros cuadrados cubriendo bastas extensiones de tierra, una vez en el aire las partículas de ceniza pueden viajar largas distancias moliéndose a capricho de la dirección y fuerza del viento. Cuando la ceniza cae al suelo todo se convierte en un escenario gris, la ceniza puede desprender las hojas de los árboles quemando su follaje, sembradíos de frutas y hortalizas pueden quedar estériles y el pasto se torna dañino para los animales y el agua resulta impotable. La caída de ceniza es el fenómeno volcánico que, afecta a las personas que viven más lejos de un volcán. A decenas de kilómetros cuadrados las casas y las carreteras quedan 15

16 cubiertas de ceniza, bloqueando los sistemas de comunicación, si la caída de ceniza es abundante su peso puede originar el colapso de los techos de las casas, además de afectar la respiración durante su caída. También afecta la navegación aérea, pues obstruye las turbinas de los aviones, en los últimos tiempos tres aviones Jumbo casi se estrellan al perder potencia en sus motores debido a la presencia de ceniza en las turbinas Flujos piroclásticos. Es el más mortífero de los peligros volcánicos, algunas erupciones volcánicas producen avalanchas de ceniza donde roca y gas caliente se movilizan a gran velocidad por las pendientes de un volcán, este tipo de peligro es el más destructivo porque tumba y quema todo a su paso a una velocidad de centenas de kilómetros por hora. En los flancos del volcán los flujos piroclásticos se concentran en las barrancas y al llegar a los valles se extienden en toda la superficie afectando las poblaciones Flujos de lodo. Estos son casi iguales de peligrosos que los flujos de ceniza, son inundaciones de agua y lodo caliente que se mueven hasta 50 Km/hr, dado a que estos flujos contienen tanto lodo y arena se asemejan a ríos de concreto con suficiente fuerza que pueden arrancar grandes bloques de roca y transportarlos varios kilómetros río abajo, al igual que los flujos piroclásticos, los flujos de lodo arrancan todo a su paso y nada los puede detener. Lo que no es llevado por el flujo queda enterrado por lodo y arena, en ocasiones hasta 10m de profundidad. Uno de los flujos de lodo más trágicos en la historia fue el ocurrido en la erupción del Nevado del Ruiz en Colombia, donde la población de Armero fue sepultada por uno de estos flujos. 3.4 Deslizamientos volcánicos. Recientemente ha traído la atención de los científicos por la reciente erupción del Monte Santa Helena en los Estados Unidos. La estructura de los volcanes está constituida por la acumulación de capa sobre capa de productos de distintas erupciones, formando un edificio 16

17 bastante débil, que incluso sus cantos se desprenden y ruedan pendiente abajo. El ascenso de lava por el conducto volcánico, origina en algunos volcanes el debilitamiento de las paredes del edificio volcánico, pudiendo originar posteriormente su colapso Tsunamis volcánicos. Los tsunamis son grandes olas oceánicas que atacan las costas con gran fuerza, pueden ser de una o más olas seguidas, normalmente se producen por el deslizamiento de un edificio volcánico que se adentra en el mar, ocasionando con su desplazamiento estas grandes olas Flujos de lava. Los flujos de lava se forman cuando lava fluida se desborda por el suelo desde su punto de emisión, formando ríos veloces de lava, en pendientes fuertes pueden fluir hasta 30 Km/hr, en suelos mas planos se extiende en el valle moviéndose apenas 1 Km/hr, la mayoría de los flujos de lava se mueven lo suficientemente lentos para que personas y animales se alejen de ellos con facilidad, pero lo que no se puede mover, como las casas o los edificios son derrumbados y sepultados por estos flujos Gases volcánicos. Todos los volcanes activos emiten gases al aire, muchos de ellos provienen de la evaporación de agua al contacto con el magma caliente, estos salen por las fisuras y se elevan formando nubes alimentadas por fumarolas. Además del vapor de agua, gases sulfurosos son emitidos, la mayoría de los gases volcánicos se esparcen en el aire diluyéndose antes de llegar a áreas pobladas. La exposición prolongada a gases sulfurosos puede ocasionar irritación, pérdida de cosechas y corrosión. Pocas son las muertes ocasionadas por la emisión de gases de fluor y dióxido de carbono. Este último mató a más de 1000 personas en una emisión de un pulso de dióxido de carbono en 1986 en el Lago Nios en Camerún. 17

18 4.- El Volcán de Colima y su actividad. El volcán de Colima es un estratovolcán andesítico que alcanza los 3860m de altura sobre el nivel del mar, forma parte junto con el Nevado de Colima de un complejo volcánico situado en el Cinturón Neovolcánico Mexicano. El volcán marca la intersección de dos grandes estructuras tectónicas, la zona del Rift de Colima con dirección N-S (CRZ; Allan et al., 1991) y la falla Tamazula (TF, Garduño-Monroy et al., 1991). El volcán de Colima fue seleccionado como uno de los 16 volcanes de la década, por la Comisión de Mitigación de Desastres Volcánicos de la IAVCEI Erupciones de De acuerdo a los registros históricos la erupción de 1576 fue del tipo Vulcaniana acompañada por una fuerte actividad sísmica (Arreola; 1915). Durante el año 1606 ocurrieron dos posibles erupciones Peleanas produciendo caídas de ceniza a distancias mayores a los 50km. En abril y octubre de 1611 ocurren dos erupciones explosivas, probablemente del tipo Vulcaniano produciendo grandes cantidades de ceniza, arena y escoria. En 1613 ocurren una serie de erupciones que Waitz (1932) interpreta del tipo Vulcaniana. Otra erupción explosiva en 1622 produjo lluvia de cenizas a distancias mayores a los 50km, incluso alcanzando ciudades como Zacatecas, situado a 400km de distancia, al parecer esta erupción fue del tipo Subpliniano. Para 1690 ocurre una nueva erupción violenta del tipo Peleano, algunos autores como Medina-Martínez., 1983; Luhr y Carmichel., 1990a; De la Cruz Reyna., 1993, consideran que esta erupción es similar a la de Erupciones de Lasaga (1793) describe una explosión ocurrida en 1769, menciona que su resplandor iluminó la vecindad del volcán, a una distancia tal que su luz alcanzó la ciudad de Colima. Un año después ocurre una gran explosión a media noche del 10 de marzo de 1770, la nube de ceniza oscureció las estrellas y que ríos de fuego (flujos piroclásticos) corrían por las barrancas del volcán. La mayor de las erupciones ocurrida en el siglo XIX fue una del tipo 18

19 Pliniana, esta se presentó el 15 de febrero de 1818 y ha sido interpretada como la fase final de un ciclo eruptivo, al igual que la de 1913 (Luhr y Carmichel, 1990a, b). Una importante erupción ocurre el 12 de junio de 1869, la primera erupción bien documentada de todo el registro histórico del Volcán de Colima (Bretón et al., 2000). Una fisura en el flanco noreste forma un cono parasítico, mejor conocido como Volcancito. En 1872 una serie de erupciones violentas del tipo Subpliniana se generaron en el volcancito, produciendo además de potentes columnas de ceniza, importantes flujos piroclásticos desprendidos de estas mismas Erupción de En enero de 1913 ocurre otra de las más violentas erupciones de volcán y quizás sea esta la mejor documentada por sus alcances e importancia geológica, considerada del tipo Subpliniano esta erupción marcó el fin de un ciclo eruptivo, sus cenizas viajaron a más de 700km, reportándose caída de ceniza en Saltillo, Coahuila (Waitz, 1915) Erupción de En los periodos de , y ocurren erupciones del tipo de bloque de lava, la primera de descendió por el flanco norte hasta el piso de la caldera ó el Playón avanzando 1000m aproximadamente, otros pequeños lóbulos de lava fluyeron por el noreste y noroeste Erupción de En la erupción de el flujo de lava avanzó hasta Volcancito dividiéndose en dos en la base del cono parasítico de Volcancito, fluyendo uno hacia el Playón y otro por el cañón situado al sureste, este último avanzó 2500m en 60 días Erupción de

20 El periodo eruptivo de fue acompañado de pequeñas explosiones de domo y su flujo avanzó por el sitio de la erupción de moviéndose a una distancia de 1000m. En julio de 1987 se observó una nube formando un hongo en la columna eruptiva que se elevó entre 500 y 1000m del domo central, la actividad fue descrita como una explosión freática, que también provocó un flujo piroclástico tipo Merapi por el colapso del domo Erupción de 1991 y explosión de En 1991 se produce una erupción de bloque de lava, el día 16 de abril se origina un colapso parcial de domo, descendiendo por la barranca el Cordobán (SW) en forma de un flujo piroclástico, la actividad continuó con el avance del frente de lava, periódicamente el colapso del frente de lava provocaba el disparo repentino de flujos piroclásticos. En 1994 después de un incremento considerable en la sismicidad se produjo una explosión freática acompañada de flujos piroclásticos y caída de ceniza. 4.8 Erupción de La actividad eruptiva de se caracteriza por la aparición de un nuevo domo después de dos años de sostenido incremento en la sismicidad (Zobin et al., 2002) y por notables cambios en la química del agua (Taran et al; 2002). El 21 de noviembre de 1998 el domo rellenó el cráter derramándose por el borde suroeste de cráter, originando flujos piroclásticos de velocidades de ~90km/hr y alcanzando distancias de 4.8km por la barranca el Cordoban. El frente de lava descendió hasta los 2300m. En febrero de 1999 cambia la naturaleza de la actividad, de un estado efusivo a un estado explosivo, la más grande de las explosiones ocurrió el 10 de febrero. Durante la etapa efusiva se presentaron numerosos flujos piroclásticos tipo Merapi, depositando sus productos en el flanco suroeste. En la mañana del 18 de julio de 1999 ocurre un pequeño colapso de domo por la parte sur, dando origen a un flujo que se desplaza a 2km de distancia del cráter. 20

21 4.9. Erupción de Esta última erupción se ha considerado como la más larga de los últimos 50 años. Cada nueva erupción en el Volcán de Colima es diferente a la anterior. Esta erupción se ha caracterizado por una baja actividad sísmica previa a la erupción, más sin en cambio se han observado los tremores de amplitud más grandes que en otras erupciones, durante la etapa efusiva, que a su vez fue prolongada por su baja tasa de emisión de lava. Es importante mencionar que la etapa explosiva hasta la fecha no ha terminado. 21

22 5.- Flujos piroclásticos y la importancia de su estudio. De acuerdo a los trabajos de Tilling, 1989, y de Simkin y Siebert 1994, donde mencionan que del año 1586 hasta 1996 han muerto 266, 287 personas (Fig. 1) por alguna causa relacionada a una erupción volcánica. El 26.5% de esas muertes fueron causadas por flujos piroclásticos. De la figura anterior podemos observar que para los últimos 200 años los flujos piroclásticos fueron las principales causas de muertes, de ahí que sea importante su estudio, ya sea para prevenir a la población de la capacidad destructiva de eventos volcánicos como este, o bien para adelantar nuestros conocimientos en la comprensión de las erupciones volcánicas. 22

23 5.1. Flujos piroclásticos. El término piroclástico se deriva de las palabras Griegas pyro que significa fuego y klastos que significa quebrado, lo cual describe al material formado por la fragmentación de roca magmática mediante la actividad explosiva de un volcán (Fig. 2). Aunque esto pareciera suficiente aún es muy difícil entender el proceso con tan solo su terminología, puesto que dentro del concepto de flujo piroclástico se engloban dos tipos de miembros: aquellos que envuelven a los vesiculares, pómez de baja densidad, y aquellos que envuelven a los no vesiculares, fragmentos densos de lava (Fig. 3). Figura 2. Monte Pinatubo (Filipinas) Fotografía tomada de National Geographic, diciembre de 1992 Esta clasificación (Peter Francis, 1993) se basa principalmente en la densidad del flujo y de los clastos contenidos en ellos, por lo que si tenemos una densidad de flujo baja tendremos la formación de un surge, y si tenemos un flujo de densidad alto podrá formarse un flujo de pómez ó una nuée ardente, dependiendo de los clastos. 23

24 Figura 3. Principales tipos de flujos piroclásticos distinguidos en términos de la densidad del flujo y los clastos. Tomada del libro Volcanology de J-M Bardintzeff y A. R. McBirney. Existe otra clasificación de flujos piroclásticos (Bardintzeff y McBirney, 1991) basada en los tamaños de grano y la morfología de los cristales del material eyectado (Fig. 4) y los nombres de esta clasificación se toman de los nombres de volcanes que presentaron este tipo de flujo por primera vez. Williams (1941), por ejemplo, ordenó los diferentes tipos de flujos con base en el incremento del contenido de gas y del volumen y la disminución de la viscosidad de los magmas. Figura 4. Clasificaciòn de las nuées ardentes en términos del tamaño de grano y la morfología de los cristales. Tomada del libro Volcanology de J-M Bardintzeff y A. R. McBirney. 24

25 5.2. Flujos piroclásticos de colapso de domo ó de frente de lava. Flujo piroclástico tipo Merapi. Estos flujos se forman por la desintegración no explosiva de los domos, colapsándose por los flancos, además de los que se forman por el desprendimiento del frente de lava en flujos muy viscosos. Estos flujos resultan por el colapso y efecto gravitacional de los flancos del domo que sobrepasa el límite de esfuerzos y también resultan por la inestabilidad de la cima (Fig. 5). Estos flujos pueden ser activados por sismos o por la expansión del interior del domo. Ellos no se mantienen por el escape de gases, sino por la pendiente que produce el deslizamiento. Los depósitos caóticos no estratificados son generalmente menos extensos que aquellos causados por una explosión, estos difieren también en el bajo contenido de pómez, correspondiendo más a bloques angulares. Figura 5. Esquema de la formación de un flujo piroclástico tipo Merapi. Tomada del libro Volcanology de J-M Bardintzeff y A. R. McBirney. Flujo piroclástico tipo Peleano. Estos flujos se forman en erupciones explosivas inmediatamente antes o durante el levantamiento del domo. Estos son netamente producidos por explosiones volcánicas y se producen durante la formación del domo volcánico (Fig. 6). Algunos flujos piroclásticos Peleanos son causados por el bajo ángulo de una explosión dirigida. El material expulsado varía desde casi totalmente vítreo a casi totalmente pumíceo. Los flujos más grandes son muy ricos en su contenido de gas y las avalanchas más destructivas usualmente ocurren durante las fases iniciales del crecimiento del domo; estos primeros flujos están completamente compuestos de magma efervescente fresco en forma de 25

26 ceniza, los escombros de bloques líticos componen el material secundario. Los flujos de avalancha subsecuentes se producen desde los flancos de los domos crecientes. Figura 6. Esquema de la formación de un fluo piroclástico tipo Peléeano. Tomada del libro Volcanology de J-M Bardintzeff y A. R. McBirney Flujos piroclásticos formados en la cima del cráter. Flujo piroclástico tipo San Vicente. Estos flujos son producidos por la caída del material expulsado en una columna eruptiva vertical. Este flujo se origina por la caída de material de los márgenes exteriores de la columna eruptiva, puesto que son expulsados a menor velocidad que el material del centro resultan en un pronto colapso gravitacional (Fig. 7). Estas columnas eruptivas consisten en dos partes: una parte de baja densidad que primeramente es acelerada por la descompresión del gas y después incrementa su aceleración por la interacción con la atmósfera, una parte superior más ligera que sube porque tiene una temperatura más alta y una densidad más baja que la de la atmósfera circundante. Cuando el material expulsado cae y el aire atrapado calentado no reduce la densidad eficaz de la columna de erupción, que es por debajo de la densidad atmosférica, entonces esa mezcla de gas y sólidos que caen se extienden hacia fuera de la cima en forma de una avalancha resplandeciente. La reducción del contenido de gas en la erupción de un magma puede producir un cambio, desde un baño de pómez hasta un flujo de pómez. La mayoría, aunque no todos los flujos son precedidos por la caída de pómez y el tamaño de fragmentos expulsados a menudo incrementa durante el desarrollo de la erupción. La gran movilidad de los flujos piroclásticos tipo San Vicente es explicable por el 26

27 mecanismo de colapso de la mezcla de gas caliente y sólidos. Las partículas más altas alcanzan en la columna eruptiva las mayores distancias del flujo piroclástico después del colapso. Figura 7. Esquema de la formación de un flujo piroclástico tipo San Vicente. Tomada del libro Volcanology de J-M Bardintzeff y A. R. McBirney. Flujos piroclásticos tipo Arenal. Estos flujos se producen en un ambiente poco explosivo, provocado principalmente por el colapso de la lava juvenil mezclada con el antiguo domo de la cima del cráter (Fig. 8). El tamaño de la pómez es generalmente más grande en este tipo de flujo, simulando una avalancha. 27

28 Figura 8. Esquema de la formación de un flujo piroclástico tipo Arenal. Tomada del libro Volcanology de J-M Bardintzeff y A. R. McBirney. Flujos piroclásticos tipo Santiaguito. Este tipo de flujos piroclásticos son esencialmente especiales, puesto que no se forman inmediatamente en la cima del cráter volcánico o por la aparición de un nuevo domo, ni tampoco por el colapso de este. Su formación es especial porque se forma en los flancos del edificio volcánico, producto de la salida de un magma juvenil de entre una antigua colada de lava (Fig. 9). Estos flujos son generalmente explosivos debido a la presencia de fenómenos freato-magmático, dando lugar a la formación angulosa de los cristales productos de este proceso eruptivo. Figura 9. Esquema de la formación de un flujo piroclástico tipo Santiaguito. Tomada del libro Volcanology de J-M Bardintzeff y A. R. McBirney. Los flujos también pueden ser clasificados de acuerdo con el tamaño de los fragmentos y las proporciones de material juvenil en sus depósitos. Retomando la primera clasificación decimos que los flujos de pómez dejan los llamados depósitos de ignimbritas. Los flujos no vesiculares de fragmentos densos son los aquellos comúnmente llamados nuées ardentes (nubes ardientes), mientras que los depósitos de ellos forman depósitos de bloques y ceniza. 28

29 Los surges son flujos de baja densidad más que los flujos de pómez y de bloques y cenizas, pero todos son variedades de los flujos piroclásticos. Los materiales que componen principalmente al material piroclástico en su mayoría es ceniza volcánica de grano fino acompañada de pequeñas partículas de rocas volcánicas viejas y magma nuevo que se desintegraron con la explosión. Los fragmentos más grandes de los flujos piroclásticos son llamados lapilli, bloques y bombas. También arrastra junto con ellos una gran variedad de tamaños de grano de roca, unos más densos que otros, como la piedra pómez. Figura 10. Ruinas de la ciudad de St. Pierre después de ser desvastada por un flujo piroclástico en la erupción del Monte Pelée en De los cinco tipos de erupciones volcánicas que se describieron anteriormente podemos crear la siguiente tabla con sus principales rasgos característicos: 29

30 RASGOS CARACTERÍSTICOS DE LAS ERUPCIONES VOLCÁNICAS Naturaleza física del magma Carácter explosivo de la actividad Naturaleza efusiva de la actividad Naturaleza eyectiva dominante Estructuras construidas alrededor TIPOS DE ACTIVIDAD VOLCÁNICA HAWAIANA VULCANIANA STROMBOLIANA PELEANA PLINIANA Fluido, Viscoso de Moderadamente Basáltico basáltico a lítico fluido Eyección débil y muy fluida, fuentes de lava Suave, a menudo flujos extensos de lava fluida. Genera bombas redondeadas y muy poca ceniza Conos de lava llanos y anchos, conos salpicados Moderada eyección violenta de sólidos o fragmentos calientes de lava nueva Normalmente no tiene flujos y donde se presentan son muy espesos. Esencialmente de vítreo a lítico Eyección débilmente fluida Espesos, los flujos de lava no son tan extensos o no los hay. Bombas fusiformes, escoria, desde pequeña a grandes cantidades de ceniza vítrea Viscoso, dacítico andesítico, reolítico. Eyección violenta de sólidos o fragmentos muy calientes de lava nueva Espeso los flujos de lava son muy cortos. Bloques, ceniza y piedra pómez. Conos de ceniza Conos de escoria Conos de ceniza y piedra pómez, domos. Viscoso, félsico volviéndose más máfico durante la erupción Eyección de grandes volúmenes de ceniza. Flujos de ceniza, desde muy pequeños hasta muy voluminosos. Ceniza vítrea y piedra pómez. Lapilli y conos de ceniza 30

31 6.- Modelos aplicados a los flujos piroclásticos Modelos mecánicos para los flujos piroclásticos tipo Merapi. El volcán de Colima a través de su historia eruptiva registrada en los tiempos modernos, ha presentado una serie de flujos piroclásticos durante sus distintas fases eruptivas, en distintos tiempos. De acuerdo a las descripciones hechas para estos flujos y a las observaciones visuales podemos decir que tales flujos se asemejan a los que presenta el volcán Merapi durante sus erupciones, y que se han clasificado y estudiado como flujos piroclásticos tipo Merapi, que como se describió en el capítulo anterior es un flujo ocasionado por el colapso del domo de lava. Bajo el insuficiente conocimiento del mecanismo de los flujos piroclásticos, primeramente se trataron de estudiar aplicando la teoría de flujo laminar, Kanatami (1978), en la cual la fluidez del material está determinada solamente por el coeficiente de fricción interpartículas. Usando datos experimentales de campo y laboratorio Takahashi et. al. (1995) propuso un nuevo modelo, donde se atribuye la alta fluidez a un flujo ascendente de gas originado por la degasificación de los piroclastos mismos. Esta teoría, sin embargo, encaja únicamente en un cuerpo principal totalmente desarrollado que se mueve más ó menos firme. Este modelo no toma en cuenta el proceso de origen y depositación del cuerpo principal, ni la formación de capas de nubes de cenizas calientes, ni la interacción del cuerpo principal y el proceso de depositación están discutidos en ese trabajo, por lo que esta teoría no puede ser aplicada en el estudio de flujos piroclásticos tipo Merapi. Takahashi y Tsujimoto (2000) propusieron un modelo de simulación específicamente para un flujo tipo Merapi. Con este modelo ellos pudieron reproducir el fenómeno incluyendo el proceso de separación de un flujo piroclástico desde una avalancha de escombro y la formación de una oleada piroclástica en la cima del cuerpo principal. Cuidadosas consideraciones en referencia a los hallazgos y resultados en la inspección de campo y en los experimentos de laboratorio hechos por estos autores, llegaron a la conclusión de que la estructura desarrollada por el flujo piroclástico ocurre después de obstrucción de un movimiento en forma de avalancha, de un desmoronamiento de un domo de lava, y se compone de tres partes principalmente: a) El fondo (un cuerpo principalmente denso). 31

32 b) Una capa relativamente diluida en una nube de ceniza caliente. c) Una pluma que sube violentamente desde la capa de nube de ceniza caliente. El cuerpo principal puede dividirse en dos subcapas, a saber, partículas gruesas densamente concentradas que se mueven cuesta abajo en una manera poco ordenada, chocando y empujando en la parte más baja de la subcapa e inmediatamente arriba de esta, existe una subcapa dentro de la cual un flujo de gas sube que parece soportar las partículas, una capa fluidizada (Wilson, 1980). En la última subcapa la turbulencia es débil debido a una concentración muy densa de partículas. La capa que compone la nube de ceniza caliente está compuesta por una mezcla de partículas finas y gas intensamente turbulentas. Estas capas de flujos corren cuesta abajo como una corriente densa y viajan un poco más lejos después de que el cuerpo principal se para. Teóricamente, si no se produce la fragmentación de las partículas, o la tasa de emisión de gas es muy pequeña, la capa fluidizada puede no aparecer. En este caso el mecanismo del flujo piroclástico es igual al flujo granular y le sería muy difícil fluir por una pendiente suave. Por otro lado, si se produce una fragmentación tan grande como para llegar a producir tamaños de milímetros y la emisión de gas es suficiente, hay una buena oportunidad de que se genere una capa fluidizada. Únicamente con la presencia de una capa fluidizada se garantiza que el flujo piroclástico alcance distancias considerables sobre pendientes suaves, como es el caso de muchos flujos. El desarrollo de un flujo piroclástico tipo Merapi se modela en la Figura 11, donde se puede ver que las rocas que componen el domo se rompen fácil y rápidamente en pequeñas partículas. Este tipo de flujo piroclástico es causado por el colapso del domo de lava, y es diferente a otros tipos, como los causados por el colapso de la columna eruptiva o los debidos a la afluencia de material piroclástico emitido desde el cráter. Las rocas que componen el domo se rompen fácil y rápidamente en pequeñas partículas. Aunque la fragmentación explosiva e instantánea de las rocas producen bastantes partículas finas de ceniza, mucho del espacio es ocupado por partículas gruesas. Los gases escapan violentamente de las partículas cuando ellas se rompen, pero el flujo de gas producido por esta emisión de gas es insuficiente 32

33 para fluidizar el material. Por consiguiente, el estado temprano del flujo es un flujo granular donde las partículas gruesas están suspendidas por repetidas colisiones inelásticas que causan el quebrantamiento de las partículas. Figura 11. Modelo del proceso de formación de un flujo piroclástico tipo Merapi (T. Takahashi y H. Tsujimoto; 2000) El flujo granular continua bajando depositando algunos piroclastos en respuesta a la disminución gradual de la pendiente, y dentro la fragmentación del flujo prosigue. Cuando la fragmentación es muy fuerte, tanto, que las partículas vienen a ser de tamaño milimétrico, el flujo ascendente de gas viene a ser lo suficientemente fuerte como para suspender las partículas en la parte de arriba. Este es el inicio de un estado de flujo fluidizado o un estado de flujo piroclástico, porque el flujo de gas ascendente es insuficiente en la parte baja del cuerpo principal (la velocidad ascendente a la superficie del suelo original es cero), el flujo en la base es semifluidizado, en la cual la alta concentración de partículas se mueven en forma laminar haciendo con el tiempo de contacto un intercambio temporal de estructura de esqueleto. La intensidad del flujo ascendente de gas incrementa en la dirección de ascenso, así que inmediatamente arriba de la capa de flujo de base aparece una capa fluidizada, si el espesor del fluido es grande, el flujo de gas ascendente es lo suficientemente fuerte. Hay que notar que el flujo granular es capaz de existir únicamente en una pendiente muy empinada, 33

34 cerca al ángulo de reposo. Aunque una población de amplio tamaño de grano puede moverse hacia abajo por una pendiente suave (Lowe, 1976). La disposición del cuerpo principal ocurre en la subcapa de la base, esto debido a un decremento en las fuerzas que dirigen el correspondiente allanamiento de la pendiente baja en la cual el cuerpo principal se mueve. Sin la emisión del gas contenido en las partículas de la subcapa de la base es en el sentido opuesto al flujo, la aportación de gas a la capa fluidizada decrece por causa de la transferencia de algunas partículas desde la capa fluidizada hasta la capa de la base. Así la capa fluidizada gradualmente disminuye, mientras la depositación continúa. En un estudio de volúmenes de material depositados por los flujos piroclásticos hecho para el volcán Unzen, del 28 de mayo al 4 de junio de 1991, muestra que en el primer kilómetro después de no presentarse ningún depósito dentro de los quinientos metro iniciales, se presenta una gran depositación de material principalmente de aquel que está contenido en el flujo granular. Estos depósitos están compuestos por un gran número de cantos rodados y partículas ásperas. Uno de los aspectos, por lo que es importante el estudio del alcance de los flujos piroclásticos es por los hechos ocurridos en el volcán Unzen, cuando influjo piroclástico se encausó por el río Mizunachi que proviene del Monte Fugen. El flujo continuó por el cause del río hasta que llegó a un valle no confinado y continuó por otro kilómetro con una dispersión lateral, pero la nube de ceniza caliente se mantuvo moviendo en la dirección original separándose del cuerpo principal, el cuál cambió de dirección. La ceniza caliente mató a 43 personas que estaban en lo alto de una pequeña colina. Esta gente estaba observando descender el flujo piroclástico, pero no anticiparon el desarrollo de la nube de ceniza, la cual abandonó el canal de flujo en el cual viajaba el cuerpo principal. Estos hechos sirven para discutir el modelo que previamente se ha descrito y la discusión cuantitativa sobre la fragmentación en el flujo granular hace posible explicar la transición del estado de flujo granular a el estado de flujo piroclástico Modelo para un estado de flujo granular. Inmediatamente después del colapso del domo de lava el material está caracterizado por bloques grandes, cantos rodados y una cantidad pequeña de partículas finas; los efectos de 34

35 la salida del gas sobre los bloques y los cantos rodados son prácticamente despreciables. En este estado, la concentración de los granos de sólidos es muy grande estando frecuentemente en contacto ó colisionando. Este es el flujo granular definido por Savage (1984). La mecánica del flujo granular esta controlada por la acción dirigida de la fuerza gravitacional y la disipación de la energía causada por la acción de fricción entre partículas. Hay muchos reportes sobre los esfuerzos en el flujo granular inercial y estos concuerdan que la colisión y el esfuerzo cinemático son proporcionales al cuadrado del gradiente de la velocidad vertical. Para calcularlo, Takahashi y Tsujimoto mostraron la siguiente relación constitutiva: p s H z cos C g (1) s g donde C es el volumen de concentración de sólidos, σ es la densidad de los sólidos, z es la altura medida desde la perpendicular al fondo, H g es la profundidad del flujo, θ es la pendiente del gradiente, g la aceleración debida a la gravedad y α g es el radio de la presión esqueleto quasi-estática para la presión que opera. A través del patrón de red que nunca cambia en el flujo, este continúa existiendo tan lejos como la concentración de sólidos sea más grande que un valor inicial. El flujo piroclástico tipo Merapi ocurre bajo la condición de que el exceso de presión en los poros de lava es más pequeño que la fuerza de tensión, sin embargo el colapso explosivo del domo y la instantánea fragmentación en partícula fina es improbable. Para analizar el proceso por el cual los bloques se fragmentan en pequeñas partículas, primeramente el domo de lava es considerado como un agregado de grandes cantos rodados, que se asume son partidos en pequeñas partículas por la colisión durante el flujo laminar Estructura del cuerpo principal. Dentro del cuerpo principal el flujo de gas ascendente ocurre debido a la emisión de gas. Porque la fuerza de elevación ejercida por el flujo de gas no es suficiente para sostener todo el peso de las partículas en la parte baja del cuerpo principal, alguna parte del cuerpo externo es balanceada con la fuerza de esqueleto. A esta parte baja se le llama capa de 35

36 fondo. En esta capa las partículas se mueven longitudinalmente y son resistentes al contacto. La concentración de sólidos en la capa de fondo puede decrecer su ascenso desde el valor de la cama estable, hasta aquellos donde se inicia la fluidización, en el límite superior. Debajo de este límite, el flujo ascendente de gas es suficiente para soportar todo el peso de las partículas, y el desarrollo de la capa fluidizada. Los experimentos realizados por Takahashi el al. (1995) muestran que la concentración de sólidos a través de toda la capa fluidizada deja una capa casi constante. La estructura esquemática del cuerpo principal en el cual el plano z=z 0 es la superficie del depósito dejada por el cuerpo principal y z=0 en la superficie del suelo original (Fig. 12), la capa bajo la altura z=z b es ahora estable, pero emite gas y puede ser desgastada por el flujo subsiguiente. La cantidad de gas emitido desde la capa depositada puede afectar la fluidez del flujo. Fugura 12. Estructura del cuerpo principal, modelo de Takahashi et. al. (2000).La sección achurada muestra la capa de depósito fresco que se separó del cuerpo principal. 6.4 Modelos mecánicos de depositación. 36

37 La depositación tiene lugar cuando las fuerzas que dirigen el flujo vienen a ser más pequeñas que la fuerza de resistencia. Debido a que la altura h 0 es la posición en el plano de equilibrio entre esas dos fuerzas, la parte debajo de h 0 debe depositarse a tiempo. La depositación no ocurre de repente, ésta se viene dando gradualmente. Considerando el movimiento del volumen marcado en la siguiente figura: Figura 13 Modelo para el proceso de depositación del cuerpo principal. la sección achurada muestra el volumen que se a comenzado a depositar. La ecuación del movimiento para este volumen es : dv m dt dm F u d.(2) dt donde m es la masa del volumen, v es la velocidad de la masa, F es la fuerza externa que opera en el volumen y u d la velocidad relativa de la parte depositada observada desde el flujo principal. La fuerza externa es la suma de las fuerzas de corte que trabajan en la parte superior de este volumen y la fuerza de gravedad que opera en el volumen. El cambio de masa en volumen marcado está dado por el producto de la alza en la tasa de depósito en la superficie y la densidad aparente del volumen. 37

38 Si la depositacion también ocurre en un estado de flujo granular debido al desequilibrio entre las fuerzas de resistencia y direccionales, la velocidad de depositación puede ser estimada de una manera similar Modelación de la capa de nube de ceniza caliente. La capa de nube se ceniza caliente es formada por el aporte de gas caliente y partículas finas desde el cuerpo principal. La entrada del aire del ambiente también es un factor importante, porque la densidad aparente de la capa de nube de ceniza caliente es cercana al aire del ambiente y el límite superior de esa capa es mucho más turbulento. La causa de esta pluma es el ascenso producido por la ligereza de los gases del cuerpo, diluidos y calentados. Una solución tridimensional de las ecuaciones de la conservación de la masa, momento y energía calorífica son necesarias para simular lo más preciso posible la nube de ceniza caliente. Debido al insuficiente conocimiento acerca de las estructuras y la termodinámica en esta capa es imposible hacer un cálculo en ella. Sin embargo, un modelo plano de dos dimensiones, donde se tomen en cuenta las características es de mucho mejor manejo. El marco de referencia para construir este modelo incluye lo siguiente: 1) Se adopta un modelo plano de dos dimensiones para hacer posible la delineación de un área en peligro. 2) Las resistencias entre los límites del cuerpo principal y la capa de nube de ceniza caliente son consideradas como efectivas. 3) El aporte de gas desde el cuerpo principal y la entrada de aire de la atmósfera circunvecina se toman en cuenta en la ecuación de la conservación de la masa. 4) La nube de ceniza caliente viaja mas lejos después de que el cuerpo principal se detiene, pero pronto pierde su momento horizontal y entonces asciende verticalmente y se difusa debido a la falta de aporte de partículas desde el cuerpo principal. 5) Bajo la ley de conservación de las partículas, el aporte desde el cuerpo principal, establecido debido al efecto de gravedad y la dispersión causada por la turbulencia también es considerada. Únicamente las partículas que tienen diámetros más 38

39 pequeños que un milímetro son los que pueden ser soportados por el cuerpo principal. 6) La nube de ceniza caliente es considerada como un fluido continuo y por razones de simplicidad la concentración de sólidos en esta cpa se asume uniforme en la dirección vertical. 39

40 7.- Estudios sismológicos de los flujos piroclásticos. Son pocos los estudios sismológicos que se han realizado basándose en las ondas sísmicas excitadas por un flujo piroclástico. Uno de ellos el realizado por Uhira et. al (1994) para el volcán Unzen situado el oeste de la península de Shimabara, nos indica que las ondas sísmicas asociadas a los flujos piroclásticos pueden investigarse por medio del siguiente método Mecanismo de disparo para un flujo piroclástico. El flujo piroclástico es generado por tres pasos sucesivos: 1) colapso de domo 2) Caída de bloques de lava en la pendiente 3) Descenso de bloques de lava a lo largo de la pendiente del volcán. Cada paso corresponde a una fuerza actuante elemental en la fuente sísmica. El primer paso es la causa de una fuerza hacia arriba la cual representa la reducción de la masa como un bloque de lava que súbitamente se desprende del domo de lava, el cual es equivalente a reducir la acción de un bloque de lava separado del domo. El segundo es una fuerza hacia abajo como un impulso salido de la pendiente por la caída del bloque de lava. El paso final representa la interacción de los fragmentos de lava descendiendo por la pendiente. La segunda fuerza hacia abajo algunas veces no se distingue de la tercera porque los dos últimos pasos ocurren casi simultáneamente. Uhira et. al. hace una evaluación cuantitativa de los tres pasos. Primer paso: Colapso de domo. Muchas situaciones pueden causar que el domo se colapse, pero solo se describirán dos casos. Caso 1. Suponga una porción del domo de lava en forma de lengua dispuesta sobre la pendiente, la cual cae sobre la pendiente rodando sobre sí antes de deslizarse sobre la ladera. Este modelo está basado en observaciones de campo (Suto et al., 1991). 40

41 Caso 2. Formación de fracturas cerca del frente del domo de lava. Una cierta cantidad de lava en el frente del domo comienza deslizándose abajo sobre la pendiente. Fukui et al. (1991) observaron que el frente del domo de lava en una tasa uniforme; la porción de arribase mueve más rápido que la porción de abajo, la cual propicia la formación de fracturas en el domo de lava. El crecimiento de estas fracturas hace que el domo se vuelva inestable y que una superficie deslizante se desarrolle entre los bloques de lava en el frente del domo. La fuerza de fricción que actúa entre los bloques de lava en ambos lados de la superficie deslizante se ve reducida, causando la caída del bloque sobre la pendiente. En este caso también la fuerza responsable del colapso del domo se encuentra hacia abajo y en dirección de la pendiente. Segundo paso: Colisión de los bloques de lava con la pendiente. Observaciones visuales frecuentemente mostraron que la caída de los bloques de lava se rompía en pedazos antes de chocar con la pendiente y estos se fragmentaban aun más debido a la colisión con la pendiente. Sato et. al (1992) consideró que el exceso de presión acumulada dentro de los poros en los bloques de lava era la causa de la fragmentación. Es claro que la pendiente es empujada verticalmente hacia abajo, pero en el plano horizontal la diferencia en el momento de la caída de los bloques antes o después de la colisión determina las condiciones de la fuerza, si está dispuesta en la dirección pendiente arriba ó pendiente abajo. Si la colisión de los bloques de lava con la pendiente es perfectamente inelástica, la fuerza estará dispuesta en dirección pendiente abajo. O de otra manera, si la colisión es elástica, el momento podrá ser efectivamente convertido a una fuerza que empuja el terreno en dirección hacia abajo. Tercer paso: Fragmentos descendiendo a lo largo de la pendiente de la montaña. Los bloques de lava fragmentados al descender por la pendiente son sujetos alternativamente a la aceleración ó desaceleración. Para describir la fuerza que hace que los bloques se muevan en la pendiente, es necesario conocer como se mueven los bloques fragmentados a lo largo de la pendiente. Hasagawa y Kanamori (1987) construyeron un modelo cinemática simple para describir los deslizamientos de tierra. Para explicar la inicialización y terminación de la avalancha, ellos postularon que el deslizamiento de bloques 41

42 sobre una pendiente de constante inclinación se vería representada por la ecuación de movimiento de los bloques descendiendo por la pendiente, escrita de la siguiente manera: Ma Mg sin F f (3) donde M, a, g, α y F f significan, la masa del bloque, la aceleración del bloque, la aceleración de la gravedad, la inclinación de la pendiente y la fuerza de fricción respectivamente. Las componentes vertical y horizontal de las fuerzas que actúan sobre la pendiente son: F z =Mg-Ma sinα (4) F k =Macosα..(5) La segunda ecuación significa que la fuerza está en dirección hacia arriba mientras que el bloque es acelerado (a>0) y en dirección hacia arriba mientras que es desacelerado (a<0). La componente vertical responsable de la excitación de las ondas sísmicas es Masinα, la cual es hacia arriba para una aceleración y en dirección hacia abajo para una desaceleración Ondas sísmicas excitadas por un flujo piroclástico. Durante una erupción volcánica son varios loe eventos sísmicos que se asocian a ella. Estos eventos sísmicos se dividen en cinco categorías atendiendo principalmente a su apariencia, ellos son: a) Sismos de alta frecuencia. b) Sismos de baja frecuencia. c) Tremores volcánicos. d) Eventos excitados por un flujo piroclástico. e) Eventos excitados por una avalancha. Un flujo piroclástico produce ondas sísmicas de baja frecuencia en donde la componente radial es la más dominante. En los registros de periodo corto el pico de densidad 42

43 espectral se encuentra entre los 2.0 Hz la cual es una frecuencia característica de estos flujos, similares a los de baja frecuencia. Los flujos piroclásticos al inicio muestran una simple forma de onda y una corta duración en los registros de sismógrafos de periodo largo. Esto significa que las ondas sísmicas son excitadas por un proceso de fuente simple. Yamasato et al. (1993) compiló los registros y encontró que ellos se pueden agrupar de acuerdo a su apariencia. Para el caso de la erupción del Volcán Unzen en Japón, muchos sismos de flujo piroclástico ocurrieron en un periodo de algunas semanas teniendo una forma de onda similar. Esto es probablemente porque la localización de la fuente estuvo casi en el mismo lugar durante estas semanas. Para hacer más claro el mecanismo de la generación de las ondas sísmicas generadas por un flujo piroclástico, es indispensable comparar los datos sísmicos con las observaciones visuales, con esta comparación Yamasato encontró que estas ondas sísmicas al inicio tienen una frecuencia dominante de 2-3 Hz que corresponde a la onda sísmica excitada por el inicio del colapso del domo de lava y subsecuentemente la fase sísmica más larga que tiene una fase predominante es la que se genera cuando las rocas caen sobre la pendiente. Yamasato hizo el ejercicio de dibujar los registros sísmicos a cada estación respectiva arreglándolos acorde con su distancia epicentral, el resultado mostró una velocidad aparente de 3.0 km/s, la cual corresponde a la velocidad de la onda P en la capa superficial bajo el volcán Unzen. Esa pequeña fase inicial ó movimiento inicial, usualmente es muy difícil de identificar. Probablemente se debe a que un pequeño número de bloques de lava caen sobre la pendiente antes de que el frente del domo se colapse por completo. 43

44 8.- Descripción de los flujos piroclásticos asociados al Volcán de Colima La erupción de La erupción comenzó el 20 de noviembre de 1998 después de 17 días continuos de cambios en los parámetros sísmicos y de deformación en la cima del cono (Zobin et. al., 2002). El monitoreo de gases fumarólicos realizados durante años antes de la erupción, también mostraron variaciones precursoras (Tarán et. al., 1999ª). El primer vuelo de reconocimiento en helicóptero que se realizó para sobrevolar la cima fue realizado el 19 de noviembre, las condiciones climáticas en ese momento no permitieron observar completamente bien la cima, pero se lograron ver intensas fumarolas saliendo de la parte oeste. La noche del 19 de noviembre fue marcada por una intensa actividad sísmica, donde se registraron un gran número de avalanchas de duración de 2-4 minutos, presentándose principalmente por los flancos oeste, suroeste y sur. El 20 de noviembre el cráter de explosión de 1994 empezó a contener un domo de lava casi circular de color negro y fresco, basándose en las dimensiones de ese cráter de explosión (135m de diámetro y 50m de profundidad) se pudo estimar que el tamaño del domo era de m. El domo creció rápidamente y para el día 21 de noviembre tenía un volumen de ~ m 3, el cual llenó el cráter con lava nueva sobrepasando el borde del flanco SSW. Una distinción notable en relación a otras erupciones es que en esta ocasión la tasa de crecimiento del domo ocurrió a una razón de ~4.4 m 3 /s, produciendo flujos piroclásticos en el flanco SSW a intervalos de 3-5 minutos, la mayoría de estos flujos se emplazaron en la barranca el Cordobán. El más voluminoso de estos flujos alcanzó la cota 2400 a una distancia de 4260m del cráter. Un vuelo de helicóptero por la tarde reveló que el flujo de lava avanzó 180 m cuesta abajo, midiendo 100m de ancho y 20m de espesor con una tasa de avance de 36 m/h, para el día siguiente la tasa de avance disminuyó a 3.6m/h teniendo un volumen de m 3. Al 27 de noviembre el flujo de lava tenía 720m de largo 300m de ancho y un volumen estimado de m 3 y el promedio de la velocidad de avance era de 2.5 m/h. El 30 de noviembre de 1998 el flujo de lava tenia ~900m de largo y la velocidad de avance era de 2.0 m/h. Para el 3 de diciembre el flujo se había dividido en tres brazos. 44

45 LATITUD N Volcán de Colima A Oeste Central B C 3000 Este LONGITUD W Km Figura 14. Mapa mostrando la distribución de los depósitos de los flujos piroclásticos y flujos de lava. los flujos de lava se representan en gris y las líneas representan los máximos avances de los flujos piroclásticos. Sobre el 2 de diciembre los tres flujos de lava que se situaron en el flanco SSW del volcán alcanzaron las longitudes de 1170m para el flujo oeste, 1450 para el flujo central y 1090m para el flujo este. Por este tiempo el volcán se encontraba en una fase efusiva. Para mediados de diciembre el flujo más largo se había extendido más de 2.0 km de longitud y el número de bloques incandescentes que se desprendían de la cima y de los frentes de lava también había incrementado. A partir del 18 de enero y hasta mediados de febrero las velocidades de avance de los frentes de lava fueron disminuyendo hasta alcanzar velocidades de 0.8 a 1.5 m/h. Después del 7 de febrero prácticamente no había avance de lava en los frentes y solo algunos pequeños desprendimientos de roca se produjeron iniciando pequeñas avalanchas. 45

46 Figura 15. Variaciones diarias de los volumenes de emisión de lava (A), número de derrumbes (B) y número de eventos volcano-tectónicos y de explosión (C). Finalmente a inicios de febrero el estilo eruptivo cambió a fase explosiva, produciéndose eventos que destruyeron el domo de lava de 1998 y algunas partes de la vieja cima compuesta por un domo de lava. 46

47 VOLT / M LATITUDE, N 9. Descripción de los sismos producidos por los flujos piroclásticos en la erupción de La red sísmica del estado de Colima ha venido monitoreando la actividad del volcán y sus zonas circundantes desde La red consiste en cinco estaciones sísmicas telemétricas (EZV3-EZV7) localizadas sobre y alrededor del volcán A Colima Volcanic Complex 2500 NC 3500 EZV EZV EZV4 VC 5 km EZV6 EZV LONGITUDE, W 1E+9 1E+8 B 2 1E+7 1 1E FREQUENCY, Hz Figura 16. Red de estaciones sísmicas que cubren el monitoreo volcánico, abajo la gráfica de la respuesta de las estaciones. 47

48 AMPLITUDE, counts Cada estación está equipada con un sismómetro de componente vertical de periodo corte (Ts=1 seg). Los datos analógicos de esa estación se digitalizan a una razón de 100 muestras por segundo. Actualmente la red cuenta con tres nuevas estaciones de banda ancha, EZ5 localizada en el Fresnal al sureste del volcán, EBMG ubicad cerca de la barranca de Monte Grande al sursureste y la estación ETLC situada al suroeste del volcán. Para nuestro estudio solo se utilizaron las estaciones de periodo corto AV EX VT 0 P S TIME, s Figura 17. Señales sísmicas registradas por la estación EZV5 a 4km del cráter, AV señal sísmica de una avalancha, EXP de una explosión y VT de eventos volcano-tectónicos. 48

49 Tres tipos de señales sísmicas fueron observadas durante la efusión de bloques de lava de noviembre de 1998 a febrero de El primer tipo de señal es el representado por los sismos volcano-tectónicos, donde es fácil observar los distintos arribos de las ondas P y S. Estos sismos son similares a aquellos que fueron registrados antes de la erupción. El segundo tipo de señal son las producidas por las explosiones volcánicas y las exhalaciones de gas desde el cráter. Todas las explosiones registradas durante este periodo saturaron la señal sísmica. El tercer tipo de señal, el más numeroso fue el generado por el movimiento de los flujos piroclásticos y las avalanchas a lo largo de la pendiente del edificio volcánico. La duración de esa señal varió de 30 a 350 segundos. Esos tres tipos de eventos se distribuyeron durante la emisión de lava como se muestra en la figura 15. Con el inicio de la emisión de lava el número de eventos volcano-tectónicos disminuyó, notándose que del 21 de noviembre de 1998 al 16 de enero de 1999 prácticamente no se presentaron, estos tipos de eventos se volvieron a presentar a finales de enero cuando la emisión de lava terminó. Los eventos de explosión fueron más numerosos del 23 al 25 de noviembre durante el periodo de máxima tasa de emisión, después pocas veces aparecieron. La mayoría de la señal sísmica fue la producida por los flujos piroclásticos y derrumbes. Esta señal sísmica incrementó rápidamente en número con el inicio de la emisión de lava. El máximo número de eventos de este tipo se presentó cuando la tasa de emisión de lava comienza a descender y el número de eventos bajó con la terminación de la emisión de lava. 49

50 10.- Propiedades de los sismos producidos por los flujos piroclásticos. Durante el periodo de emisión de lava más de 6,000 eventos de flujos piroclásticos y derrumbes fueron registrados. Para su análisis se usaron los registros de las estaciones EZV5 y EZV6 (Figura 16) que están situadas a 4 y 7 km de distancia respectivamente. Estas señales tienen la característica de mostrar una envolvente entre la duración y la amplitud. Norris (1994) mostró que esa área envolvente para sismogramas de una avalancha está correlacionada con la amplitud máxima de la señal, por lo tanto esos dos parámetros son equivalentes. Se midieron las amplitudes máximas y las duraciones de todas las señales de los eventos con una amplitud más grande que 2mm. Figura 18. Gráfica de variaciones diarias en el volúmen de lava(a), máximas duraciones de los sismos de avalancha (B) y distribución temporal de amplitudes Relación entre duraciones y la máxima amplitud. 50

51 La figura 18 muestra la relación entre las duraciones y las amplitudes máximas de los eventos medidos en las dos estaciones EZV5 y EZV6. En forma general estos dos parámetros no se relacionan, sin embargo para eventos pequeños con duraciones menores a los 100 segundos el coeficiente de correlación es R=0.224, el cual es significante al 99%. Para eventos de duración mas grande que 100 segundos el coeficiente de correlación R=0.056 no es tan significativo. Por lo tanto. La duración y la amplitud máxima para registros de periodo corto no está bien correlacionada una con otra Variaciones temporales en amplitud y duración. La figura 18 muestra las variaciones de los valores máximos diarios de la duración de la señal (B) y las amplitudes (C) medidas para dos estaciones sísmicas. Las medidas hechas para las dos estaciones EZV5 y EZV6 fueron muy similares. La comparación de las variaciones en las características sísmicas con la variación en la emisión de lava, mostrado en la figura 18A, nos ayuda a concluir que las variaciones en la máxima duración diaria de los eventos de derrumbe generalmente se correlacionan con las variaciones en la emisión de lava, mientras que las variaciones de las amplitudes máximas diarias de esas señales no se correlacionan con la tasa de emisión. La correlación entre el máximo (19A) y el acumulado (19B) de la duración diaria de la señal sísmica a en la estación EZV5 y el volumen de la emisión diaria de lava tienen un nivel de confidencia de 99%. 51

52 A B Volumen de lava, E+6 m3/día R = 0.37 R = E+2 1E+2 1E+3 1E+4 Duración máx. Diaria, seg Duración diaria acum, seg Figura 19. Gráfica del resultado de la correlación entre el máximo (A) y el acumulado (B) diario de las duraciones Relaciones duración-frecuencia en los diferentes estados de emisión de lava. Gutenberg y Richter (1956) mostraron que la relación entre la magnitud de los eventos sísmicos y su frecuencia puede ser caracterizada por las condiciones físicas del materia fracturado. Suponiendo que los eventos de flujos piroclásticos son el producto de la destrucción de cuerpos de lava, se construyeron gráficas de magnitud-frecuencia para los tres estados de la erupción de lava (Figura 20). Se usaron las duraciones de las señales sísmicas como un parámetro de magnitud para esas señales. 52

53 1000 NUMERO DE EVENTOS ESTADO 1 ESTADO 2 ESTADO DURACIÓN, SEG. Figura 20. Gráfica log-log del número de sismos de avalancha contra la duración de la señal sísmica. La distribución de eventos con diferente duración de señal en el estado 1 donde se presentó una intensa emisión de lava, es la mas representativa con las duraciones de 100 a 330 segundos (las duraciones de menos de 100 segundos no se consideraron). Una gráfica logarítmica de los intervalos de duración contra el número de eventos de esa duración nos da una muy buena dependencia lineal entre los parámetros. Esta relación es típica para un grupo de fracturas (Scholz, 1990) e indica la similitud en las dimensiones de las piezas del cuerpo de lava las cuales resultan durante la destrucción gravitacional del cuerpo de lava. En el segundo y tercer estado de emisión de lava la duración de la señal sísmica por flujo piroclástico fue más limitada. En el estado II, la duración máxima no excedió los

54 segundos y en el tercer estado no fue más grande de 200 segundos. Esto puede reflejar el decremento en el volumen máximo de piezas en el cuerpo de lava que fueron rotas durante esos estados. 54

55 11.- Cuantificación de los flujos piroclásticos a través de su registro sísmico y su uso para el monitoreo de una erupción. Los resultados de las secciones de arriba sugieren que la duración de los registros de flujos piroclásticos puede proveer una medida para cuantificar esos sismos. La siguiente escala de magnitud fue propuesta acorde con la duración de los flujos piroclásticos medidos en la estación EZV5 de periodo corto, situada a una distancia de 4 Km. del cráter: se estableció como Magnitud 1 a los eventos con duraciones de señal sísmica menor de 100 segundos; Magnitud 2 para los eventos con duraciones entre 100 y 250 segundos y Magnitud 3 para eventos con duraciones mas grandes a 250 segundos (Figura 21). M 1 M 2 M Time, min Figura 21. Sismograma del día 25 de noviembre registrado por la estación EZV5, se muestran las diferentes magnitudes de los eventos de avalancha. 55

56 Los eventos de magnitud 1 pueden ser atribuidos principalmente a los derrumbes; las magnitudes 2 y 3 pueden ser asociados a os flujos piroclásticos y a grandes derrumbes. Su propia similitud en las dimensiones de los fragmentos del cuerpo de lava que fueron rotas durante su destrucción gravitacional y su dependencia entre la duración de la señal sísmica y el volumen de lava emitido nos ayuda a estimar la cantidad de material que fue llevado por un flujo piroclástico con diferentes magnitudes. El volumen ( m 3 ) de los flujos piroclásticos que ocurrieron entre el 25 y 26 de noviembre de 1998 y los m 3 de volumen depositado por los flujos piroclásticos de noviembre de 1998 a enero de 1999 fue estimado por Navarro-Ochoa et al. (2002) y Saucedo et al. (2002), respectivamente. Esto da la posibilidad de aproximar las estimaciones del volumen de material depositado por los flujos piroclásticos mediante la relación de las duraciones de los registros sísmicos. Para los días 25 y 26 de noviembre se registraron 3 eventos de magnitud 3, 123 eventos de magnitud 2 y 219 eventos de magnitud 1, para todo el periodo de la erupción se registraron 4 eventos de magnitud 3, 577 eventos de magnitud 2 y 4939 eventos de magnitud 1. Las observaciones de campo mostraron que los eventos de magnitud 1 corresponden a los derrumbes de un volumen de ~50 m 3. De acuerdo con estos datos se preparó el siguiente sistema de dos ecuaciones lineales: 577V 2 (m 3 ) + 4V 3 (m 3 ) = (m 3 ) 50 (m 3 ) 4939 (6) 123V 2 (m 3 ) + 3V 3 (m 3 ) = (m 3 ) 50 (m 3 ) 219 (7) Donde V 2 y V 3 es el volumen de material correspondiente a los flujos piroclásticos de magnitudes 2 y 3 respectivamente. De las ecuaciones anteriores se obtuvo un volumen de m 3 para los eventos de magnitud 3 y un volumen de m 3 para los eventos de magnitud 2. Estos valores son aproximados pero pueden ser muy útiles para monitorear una erupción. Estos resultados son muy similares a los estimados en volcán Unzen, Japón donde los volúmenes arrojados por los flujos piroclásticos fueron de a m 3 (Uhira et al., 1994; Yamasato, 1997) 56

57 12.- Discusión. Las características de actividad sísmica durante la emisión de lava son más o menos comunes para volcanes andesíticos y dacíticos. Aquí se mencionan algunos de otros volcanes. Malone (1983) escribió que un episodio típico de formación de domo durante la erupción del Monte Santa Elena comenzó con la aparición de algunos eventos volcano tectónicos varias semanas antes de la erupción. Cuando la erupción comenzó los eventos volcano-tectónicos fueron remplazados por señales de avalancha y eventos de explosión. Ambos tipos de eventos duraron por varios días pero fueron decreciendo en número. Umakoshi et al. (2001) notó que la sismicidad volcano-tectónica en el volcán Unzen en Japón fue en niveles altos antes de la aparición del domo el 20 de mayo de 1991; con el comienzo de la emisión los eventos volcano-tectónicos prácticamente estuvieron ausentes en un radio de 5km. Un buen ejemplo de esas interrelaciones entre la sismicidad de eventos volcanotectónicos y los flujos piroclásticos fue observada también en el volcán Soufriére. Aspinall et al. (1998) y Millar et al. (1998) demostraron un rápido decremento en la aparición de eventos volcano-tectónicos cuando comenzaron aparecer los flujos piroclásticos en abril de Este cambio en la actividad es muy cercana a la observada en el Volcán de Colima. La relación entre las señales sísmicas de caída y de flujo y la dinámica de las erupciones fue observada por muchos autores. Ratdomopurbo y Poupinet (2000) notaron que la duración de esas señales sísmicas en el volcán Merapi usualmente alcanzaban varios minutos. Sus frecuencias eran mas altas que un tremor. Purbawinata et al. (1997) escribió que la ocurrencia de estos eventos indicaban el nivel de estabilidad del domo de lava, cuando este se volvía inestable ocurrían eventos de caída y flujo en una tasa superior a los 500 eventos por día. Mientras que, cuando el domo se encontraba estable solamente tres eventos por día ocurrían. Una tasa de más de 50 eventos por día podría usualmente ser usada como un indicador de que el domo se encontraba en un estado inestable. Un domo de lava dacítico en el volcán Unzen, Japón, emergió en mayo de 1991 y su colapso dio como resultado una generación sucesiva de flujos piroclásticos. Yamasato (1970) estudió las señales sísmicas producidas por el colapso de los bloques de lava. La comparación 57

58 de la señal sísmica y las imágenes de video ayudaron a identificar las señales que eran producidas en las diferentes fases de formación de un flujo piroclástico. Las ondas sísmicas de amplitud pequeña con una frecuencia predominante de 2-3 Hz fueron excitadas casi simultáneamente con el colapso del domo de lava. En unos segundos más tarde cuando los bloques de lava caen sobre la pendiente, la amplitud de la señal sísmica crece grandemente con la aparición de una componente de baja frecuencia (~0.5 Hz). Cuando los piroclastos fragmentados empiezan a fluir generan ondas sísmicas de alta frecuencia, más de 2 Hz. En este estudio no se encontraron relaciones entre las amplitudes máximas de la señal de periodo corto y el proceso de emisión de lava para el Volcán de Colima. Norris (1994) escribió que la secuencia de avalanchas en los volcanes Santa Elena y Makaopuhi mostraron una pobre correlación entre la amplitud máxima de la señal registrada por un sismómetro de periodo corto. Mills (1991) usó el sistema RSAM para estudiar la actividad de avalanchas en el volcán Santa Elena no encontrando correlación por este método. La comparación de los datos sísmicos con las observaciones visuales de los flujos piroclásticos en el volcán Soufriére Hills en Monserrat mostró que los picos de RSAM representaban pulsos discretos de grandes volúmenes y flujos energéticos. Calder et al. (2002) también notó que la relación entre el volumen del flujo piroclástico y la amplitud de la señal no es simple. Al mismo tiempo las observaciones de señales de periodo largo en el volcán Unzen (Uhira et al. 1994) muestran que la amplitud máxima de un registro de periodo largo está bien correlacionada con el volumen del flujo piroclástico. Las simultáneas observaciones de las señales sísmicas e infrasónicas que fueron producidas en el volcán Unzen y estudiadas por Yamasato (1997) ayudan a entender la ocurrencia de sismos explosivos cuando se tiene un estado de intensa efusión de lava. Yamasato (1997) mostró que los flujos piroclásticos excitaban señales sísmicas e infrasónicas cuando se daba la fragmentación por la colisión; la razón de las energías infrasónicas y sísmicas incrementa para flujos piroclásticos grandes. Esto explica la presencia de numerosos eventos de explosión durante la fase I de la erupción del Volcán de Colima, cuando la mayoría de los flujos piroclásticos grandes fueron registrados. 58

59 13.- Conclusiones La efusión de bloques de lava andesítica en el Volcán de Colima de noviembre de 1998 a febrero de 1999 ocurrió en tres etapas: la primera etapa consistió en una rápida efusión de lava, la etapa dos en una lenta efusión de lava y la etapa tres en una muy lenta efusión de lava. Este estudio permite darle un seguimiento a las características de la actividad sísmica relacionada al proceso de la emisión de lava del Volcán de Colima. a) Tres tipos de eventos se distribuyeron irregularmente durante la emisión de lava. Los sismos volcano-tectónicos ocurrieron principalmente muy al inicio y después de la terminación de la emisión de lava. Los eventos tipo explosión fueron más numerosos durante la máxima tasa de emisión de lava. La mayoría de la señal sísmica fue del tipo derrumbe excitado por el movimiento de los flujos piroclásticos y las caídas de rocas incandescentes de los frentes de lava. Esas señales sísmicas bruscamente incrementaron en número con el inicio de la emisión de lava. Su número fue alto cuando la tasa de emisión descendió pero bajó con la terminación de la emisión de lava. b) La característica de los sismos de derrumbe reflejan la dinámica de la erupción 1.- Las duraciones máximas diarias de la señal sísmica fueron proporcionales a la velocidad de salida diaria de lava, que significa que los flujos más grandes ocurren con el incremento en la velocidad de salida de lava. 2.- Una gráfica logarítmica de los intervalos de duración de la señal contra l número de eventos de esa duración da una buena dependencia lineal entre los parámetros. Esto indica que existe una distribución de energía de la señal sísmica asociada a los sismos de caída y de flujo piroclástico y su propia similitud en las dimensiones en las piezas del cuerpo de lava que fueron rotas durante la destrucción gravitacional. 3.- Se propuso una escala de magnitud para los flujos piroclásticos y los derrumbes basado en la duración de la señal sísmica se periodo corto en la estación EZV5 situada a una distancia de 4km del cráter. Los eventos de magnitud 1 son aquellos de duración menor a 100 segundos; los eventos de magnitud 2 tienen una duración 59

60 entre 100 y 250 segundos, mientras que los eventos de magnitud 3 tienen duraciones más grandes de 250 segundos. Un evento de magnitud 3 corresponde a un flujo piroclástico de un volumen de ~ m 3. 60

61 13.- Bibliografía. Allan, J.F., Nelson, S.A., Luhr, J.F., Carmichael, I.S.E., Wopat, M. and Wallace, P.J., Pliocene-Recent rifting in SW México and associated volcanism: An exotic terrane in the making. In: J.P. Dauphin and B.A. Simoneit, eds., The Gulf and Peninsular Province of the Californias. American Association of Petroleum Geologists Memoir 47: Arreola, J.M., Ctalogo de las erupciones antiguas del volcán de Colima. Mem. Rev. Soc. Cient. Antonio Alzate, México 32, Aspinall, W.P., Miller, A.D., Lynch, L.L., Latchman, J.L., Steward, R.C., White, R.A. and Power, J.A., Soufriére Hills eruption, Soufriére Hills, : volcanic earthquake locations and fault solutions. Geophys. Res. Lett., 25, Bardintzeff, J.M. and McBirney A. R. (1991). Volcanology (2ª Ed.) Massachusetts: Jones and Barlett Publishers. Breton González, M., Ramírez, J. J., and Navarro, C., Summary of the historical eruptive activity of Volcán de Colima, Mexico J. Volcanol. Geotherm. Res., 117, Calder, E.S., R. Luckett, R.S.J. Sparks and B. Voight, 2002, Mechanisms of lava dome instability and generation of rockfalls and pyroclastic flows at Soufrére Hills volcano, Montserrat, The eruption of Soufriére Hills volcano, Montserrat, from 1995 to 1999, Eds. T.H. Druitt and B.P. Kokelaar, Geol. Soc. London, Memoirs 21, De la Cruz-Reyna, S., Random patterns of activity of Colima volcano, México. J. Volcanol. Geotherm. Res. 55,

62 Francis P., (1993). Volcanoes: a planetary perspective (1ª ed.). New York: Oxford. Fukui, K., Hashimoto, T., Uhira, K., Yamasato, H., Koizumi, T., Mori, H., Ueda, Y., Akiyoshi, J., 1991.Growth and movement of the Uzendake lava dome, paper presented at the Meeting of Volcanol. Soc. Of Jpn. Sendai, Oct Garduño-Monroy, A., Saucedo-Girón, R., Jiménez, Z. et al., La falla Tamazula, limite suroriental del bloque de Jalisco y sus relaciones con el complejo volcánico de Colima. Revista Mexicana de Cien. Geol., 15: Gutenberg, B. and Richter, C., Magnitude and energy of earthquakes. Ann. Geof., 9, Hasegawa, H.S., Kanamori, H., Source mechanism of magnitude 7.2 Grand Banks earthquake of November 1929: Double couple or submarine landslide?, Bull. Seismol. Soc. Am. 77, Kanatami, K., A theory for the flow of granular matrials. Proc. Fifth Symposium of Japanese Earthquake Engineering. Pp Lasaga, D., 1793(1974). Descripción geográfica del partido de Colima. 85 pp. Lowe, D.R., Grain flow and grain flow deposits. J. Sediment. Petrol. 46, Luhr, J.F., Carmichael, I.S.E., 1990ª. Gology of volcan de Colima. Bol. Inst. Geol. UNAM 107, 101pp. 62

63 Malone, S.D., Volcanic earthquakes: examples from Mount St. Helens. In: H. Kanamori and E. Boschi (Editors) Earthquakes: Observations, Theory, and Interpretation. North- Holland Publ. Co., Amsterdam, Pp Medina-Martínez, F., Analysis of the eruptive history of the Volcan de Colima, México ( ). Goefis. Int Mills, H.H., 1991, Temporal variations of mass-wasting activity in Mount St. Helens crater, Washington, U.S.A., indicated by seismic activity, Arctic and Alpine Res. 23, Navarro-Ochoa, C., J.C. Gavilanes-Ruíz, and A. Cortés-Cortés, Movement and emplacement of lava flows at Volcán de Colima, Mexico: November February J. Volcanol. Geotherm. Res., 117, Norris, R.D., 1994, Seismicity of rockfalls and avalanches at three Cascade Range volcanoes: Implications for seismic detection of hazardous mass movements, Bull. Seismol. Soc. Am. 84, Purbawinata, M.A., Ratdomopurbo, A., Sinulingga, I.K., Sumarti, S. and Suharno (Editors), Merapi Volcano. A guide book. The Volcanological Survey of Indonesia, Bandung. 64 p. Ratdomopurbo, A. and Poupinet, G., An overview of the seismicity of Merapi volcano (Java, Indonesia), J. Volcanol. Geotherm. Res., 100, Sato, H., Fujii, T., Nakata, S., Crumbling of dacite domo lava and generation of pyroclastic flow at Unzen Volcano, Nature, 360,

64 Saucedo, R., J.L Macías, M. Bursik, M. Mora, J.C. Gavilanes, A. Cortés, Emplacement of pyroclastic flows during the eruption of Volcán de Colima, Mexico. J. Volcanol. Geotherm. Res., 117, Savage, S,B., The mecanics of rapid granular flows. Adv. Appl. Mech. 24, Simkin, T., and Siebert, L.,1994, Volcanoes of the world, 2 nd edition: Tucson, Geocience Press, 349p. Scholz, C.H., The Mechanics of Earthquakes and Faultings. Cambridge Univ. Press, Cambridge. 439 p. Suto, S., Sakaguchi, K., Kawanabe, Y., Kazahaya, K., Takarada, S., Soya, T., Observation of Unzen 1991 lava dome with theodolite, paper presented at the Fall meeting of Volcnol. Soc. Of Jpn. Sendai Oct , Takahashi, T., Satofuka, Y., Kondo, M., Takeuchi, R., Fluid dynamics of the pyroclastic flow. Proc. Int. Sabo Symp. Tokyo, Takahashi, T., Tsujimoto, H., Mechanics of granular flow in an inclined chute. J. Hydraulic, Coastal, Environ. Engng. JSCE 565/II-39, (in japanese with english abstract). Taran, Y., Gavilanes, J:C., Cortés, A., Armienta, M. A., Chemical precursors to the eruption of Colima volcano, México. Rev. Mex. Cienc. Geol. 17, Tilling, R.I., 1989, Volcanic hazards and their mitigation Progress and problems: Reviews of Geophysics, v. 27, no. 2, p

65 Uhira, K., H. Yamasato and M. Takeo, Source mechanism of seismic waves excited by pyroclastic flows observed at Unzen volcano, Japan. J. Geophys. Res., 99, Umakoshi, K., H. Shimizu and N. Matsuwo, Volcano-tectonic seismicity at Unzen volcano, Japan, J. Volcanol. Geotherm. Res., 112, Waitz, P. (1915) Der Gegen Wertige Stand der Mexikanischen Vulkano and die Latzie eruption. Waitz, p., Datos históricos y bibliográficos acerca del volcán de Colima. Mem. Rev. Cient. Antonio Alzate, México 53, Williams, H., Calderas and their origins. Univ. Calif. Publ. Goel. Sci. 25: Wilson, C.J.N., The role of fuidization in the emplacement of pyriclastic flows: an experimental approach. J. Volcnol. Geothrm. Res. 8, Yamasato, H., Fukui, K., Uhira, K., Hasimoto, T., Mori, H., Analysis of seismic and acustic signals excited by pyroclastic flows at Unzen volcano (in japanese with English abstract), Bull. Volcanol. Soc. Jpn., Ser Yamasato, H., Quantitative analysis of pyroclastic flows using infrasonic and seismic data at Unzen volcano, Japan. J. Phys. Earth, 45, Zobin, V.M., González Amezcua, M., Reyes-Dávila, G.A., Domínguez, T., Cerda Chacón, J.C., Chávez Álvarez, J.M., 2002a. The comparative characteristics of the seismic 65

66 swarms preceding the November 1998 eruption of Volcán de Colima, Mexico. J. Volcanol. Geotherm. Res., 117,

67 14.- Aviso de aceptación para la publicación de esta tesis como un artículo científico en el Bulletin of Vulcanology. 67

68 68

69 15.- Cita electrónica del artículo publicado. 69