mapa de amenaza volcánica volcán...
TRANSCRIPT
Mapa de Amenaza Volcánica Volcán Concepción
Dr. Hugo Delgado Granados 1 Ing. Martha Navarro Collado 2
1 Departamento de Vulcanología Instituto de Geofísica, UNAM
2 Dirección de Vulcanología
Instituto Nicaragüense de Estudios Territoriales
México, D. F. 21 de junio, 2002
Mapa de Amenaza Volcánica del Volcán Concepción
Hugo Delgado Granados 1 y Martha Navarro Collado 2
1 Instituto de Geofísica, UNAM Circuito Científico, C. U.
Coyoacán 04510 México, D. F.
2 Instituto Nicaragüense de Estudios Territoriales Managua, Nicaragua
Los desastres naturales no existen. Los procesos naturales han existido
permanentemente incluso desde antes de que el hombre apareciera como
especie sobre la faz del planeta. Estos procesos, como los sismos, el
volcanismo, las tormentas, entre otras, adquieren dimensiones de magnitud muy
grande que puede rebasar a las capacidades de respuesta de una sociedad,
cuando esto sucede, se presenta un desastre, no por causa de la naturalez, sino
por la falta de preparación por parte de la sociedad.
La anticipación de los procesos naturales como las erupciones volcánicas
implican el estudio detallado de los procesos, la historia eruptiva, la comprensión
del funcionamiento de un volcán, el seguimiento de su comportamiento y el
reconocimiento de los alcances de los productos, todo ello sintetizado y
plasmado en forma que permita a los no especialistas, entender el potencial de
las erupciones volcánicas.
La evaluación de los peligros volcánicos implica el reconocimiento del
potencial de ocurrencia de ciertos eventos eruptivos y sus alcances. Un mapa de
amenazas procura plasmar en forma gráfica las posibilidades de ocurrencia de
diversos escenarios eruptivos, con el fin de que las autoridades y la población
conozcan de una manera objetiva los límites de los escenarios considerados,
límites que tienen como característica, el que hayan sido definidos en función de
1
los conocimientos científicos disponibles al momento de su elaboración. El
conocimiento de los volcanes mejora día con día, pero es necesario realizar un
esfuerzo por llevar a cabo la evaluación de los peligros, tomando en cuenta las
circunstancias y niveles de precisión, con el fin de contar oportunamente con
una herramienta que facilite la planeación, prevención y mitigación de los efectos
de las erupciones volcánicas.
Figura 1. Mapa topográfico del volcán Concepción de acuerdo con la versión 1990 del mapa 1:50,0000 elaborado por INETER con fotografías aéreas de 1956. De acuerdo con Wyk van de Vries, el volcán a crecido 100 m desde entonces debido a la acumulación de material volcánico en 1957 y 1974.
2
Alrededor del volcán Concepción existe un gran número de poblaciones
(Figura 1), algunas muy importantes como Alta Gracia y Moyogalpa, cuyas
distancias respecto al cráter del volcán varían entre 5 y 10 km, las cuales son
especialmente vulnerables a la actividad eruptiva debido a la cercanía, esto sin
tomar en cuenta que poblaciones más lejanas, en la ribera contraria del Lago de
Nicaragua, también han sufrido los efectos de las erupciones en el pasado. Para
estas poblaciones es muy importante contar con elementos que les permita
planear sus actividades en función de los diferentes niveles y escenarios
eruptivos.
En el presente trabajo, nos damos a la tarea de recopilar el trabajo
fundamental de numerosos científicos que han aportado conocimientos que
constitutyen el entramado básico para el entendimiento mínimo del volcán
Concepción, de sus erupciones y el alcance de los productos eruptivos. La
recopilación de la información relevante, no sólo permite reconocer los alcances
de los productos eruptivos, sino además, aporta elementos de calibración para
simulaciones por computadora que permiten reproducir empíricamente un
posible escenario eruptivo y reconocer la distribución de los productos.
Conjuntamente, la información recopilada y los resultados de las simulaciones
se utilizan para formar el mapa de amenazas volcánicas y el presente trabajo
muestra una memoria de los conocimientos utilizados, parámetros utilizados,
metodologías seguidas y resultados obtenidos.
3
Introducción
El volcán Concepción forma parte del Cinturón Volcánico Cuaternario de Centro
América y está ubicado en la Isla de Ometepe u Ometepec (Picos
Gemelos)(Figura 2). Se trata de un volcán basáltico alto en alúmina-dacítico que
ha tenido varias erupciones entre 1883 y 1986 (Simkin y Siebert, 1995). Previo a
1883, sólo existe un reporte dudoso de actividad, aún cuando se han encontrado
utensilios indígenas correspondientes a los últimos miles de años y que se
conservan en el Museo de Alta Gracia, Isla de Ometepe).
Figura 2. Localización del volcán Concepción (en amarillo) en la Isla de Ometepe, en el Lago de Nicaragua. Se muestra la Cadena Volcánica de Centroamérica, en el sector nicaragüense.
4
Hasta 1977 la actividad histórica se había caracterizado por erupciones de
magnitud variable de basaltos a andesitas silícicas aproximadamente cada 10
años y de flujos de lava de andesita silícica mas o menos cada 20 años (Borgia
y van Wyk de Vries, 2001). Esta actividad es la responsable de la construcción
de la mayoría del cono observable en la actualidad. A partir de 1977, sólo se han
registrado erupciones menores de ceniza y episodios de desgasificación como el
de Diciembre de 1999 (GVN, 2000).
La actividad prehistórica más reciente está registrada en los sedimentos del
lago como depósitos de oleadas piroclásticas húmedas y capas de ceniza de
composición basáltica y andesítica (Borgia y Wyk van de Vries, 2001). La
actividad prehistórica subsiguiente está caracterizada por depósitos de
erupciones plinianas dacíticas, subplinianas y estrombolianas y por flujos y
domos de lava. Se han formado varias estructuras satelitales menores como
maares, conos piroclásticos y flujos de lava asociados, todos ellos concentrados
cerca de la base del volcán, particularmente a lo largo de patrones norte-sur.
Dados los antecedentes eruptivos del volcán, así como la presencia de
numerosas poblaciones y su situación respecto al Lago de Nicaragua, se hace
necesaria la construcción de un mapa de amenazas volcánicas que contemple
los diferentes escenarios eruptivos del volcán Concepción y que refleje de una
manera sencilla y objetiva los posibles alcance de los productos eruptivos en
posibles eventualidades futuras. La claridad y objetividad son primordiales para
que este mapa sea utilizado por las autoridades de Defensa Civil y la población
para la planeación de contingencias volcánicas y en caso de una emergencia
eruptiva.
Para la construcción del mapa se ha hecho necesario llevar a cabo una
extensa labor de recopilación bibliográfica y cartográfica, para poder integrarla,
procesarla y extraer la información útil para conformar el mapa. La primera parte
de este trabajo muestra esta compilación.
5
Marco Geológico Regional
El volcán Concepción está localizado a 40 km al suroeste de la Sierra Volcánica
Terciaria, dentro de la Depresión de Nicaragua (McBirney y Williams, 1965). Al
suroeste de la depresión, se encuentra el Anticlinal Plioceno de Rivas, localizado
a 20 km al suroeste de Concepción (Weinberg, 1992)(Figura3).
Figura 3. Marco tectónico regional que muestra las macroestructuras. El sentido de movimiento a lo largo de la cadena de volcanes es inferido y corresponde la etapa de deformación que prevalece desde el Pleistoceno Tardío (Weinberg, 1992). En amarillo se muestra la localización aproximada del volcán Concepción.
La estratigrafía en la región del volcán Concepción refleja una serie de
eventos y procesos geológicos que abarcan una larga historia desde el
Cretácico Tardío, como resultado de cambios en la configuración de las placas
tectónicas en la vecindad de la región y que pueden tener una influencia en el
comportamiento de los volcanes como el Concepción. Por ello, es necesaria una
6
revisión de los aspectos geológicos, con el fin de reconocer a este volcán desde
el basamento mismo donde se encuentra.
ESTRATIGRAFIA GENERAL
La estratigrafía regional en la Planicie Costera del Pacífico (PCP), es factible que
se encuentre subyaciendo al edificio volcánico, lo mismo que las secuencias
correspondientes a las Tierras Altas de Nicaragua y la Depresión de Nicaragua
(Elming et al., 1998; Hodgson, 1998; Ehrenborg, 1996). Un resumen de esta
estratigrafía se presenta a continuación:
Planicie Costera del Pacífico. Comprende cinco formaciones sedimentarias que
abarcan desde el Cretácico Tardío al Plioceno y que sobreyacen a rocas del
Jurásico-Cretácico Medio (Hodgson, 1998).
Las rocas más antiguas que se encontrarían en la base de la columna
estratigráfica serían materiales volcánicos correlacionables con el Complejo
Nicoya Superior (Cretácico Medio) del occidente de Costa Rica encontradas en
pozos perforados en Rivas y El Ostional.
La Formación Rivas (Cretácico Superior) es una secuencia de 2850 m de
espesor con interestratificaciones de lutitas tobáceas, limolitas, grauvacas,
conglomerados y calcarenitas.
La Formación Brito (Eoceno) está compuesta de 2570 m de sedimentos
detríticos, tobáceos fosilíferos, conglomerados y dos unidades de calizas
intercalados con varias rocas intrusivas y extrusivas.
La Formación Masachapa (Oligoceno) comprende 1683 m de limolitas y
areniscas en la parte inferior, lutitas tobáceas y calcáreas, sobreyacidas por
aglomerados y conglomerados, con intercalaciones de maderas silicificadas y
capas de lava andesítica a basáltica.
7
Conjuntamente, las secuencias de las Formaciones Rivas, Brito y
Masachapa son consideradas como una secuencia tipo “flysch” (Wyl, 1980;
Seyfried et al., 1991).
Formación El Fraile (Mioceno). Son 2700 m de areniscas interestratificadas
con lutitas, calizas, conglomerados y madera silicificada. La parte inferior incluye
conglomerados y la parte superior contiene piroclastos, así como lutitas y
limolitas tobáceas.
La Formación El Salto (Plioceno) comprende 50-100 m de conglomerados y
margas ricas en fósiles de moluscos (parte inferior), calizas recristalizadas (parte
media) y lutitas con areniscas fosilíferas, arenas, arcillas y conglomerados (parte
superior).
Tierras Altas. Comprende en general, dos grupos de rocas volcánicas terciarias.
El Grupo Matagalpa (Oligoceno-Mioceno) y el Grupo Coyol (Mioceno-Plioceno)
(Ehrenborg, 1991, 1996, 1998).
El Grupo Matagalpa comprende 8 formaciones de lavas intermedias y
félsicas, además de rocas piroclásticas con un espesor total de 1000 m. La parte
superior del grupo es una secuencia de sedimentos tobáceos y lacustres
además de lavas, que sobreyacen a sedimentos tobáceos de la parte inferior. La
Formación Matiguas de este grupo es correlacionable con la Formación Brito
(Eoceno) de la PCP.
El Grupo Coyol es una secuencia de 1400 m de espesor constituida de lavas
máficas e ignimbritas dacíticas a andesíticas. El grupo es equivalente a la
Formación El Fraile (Mioceno) de la PCP.
8
Depresión de Nicaragua. Aquí, la estratigrafía comprende al Subgrupo La Sierra
y al Grupo Managua (Hodgson, 1998).
El Grupo La Sierra (1Ma a 100 ka) comprende depósitos de flujos de lodo y
de flujos de cenizas con pómez con un espesor promedio de 640 m, pero que
puede llegar hasta 2000 m. Estos depósitos pueden observarse descansando
sobre la Formación El Salto (Plioceno).
El Grupo Managua ( 21 ka a 4 ka) incluye material piroclástico derivado de
las calderas de Apoyo, Fontana y Masaya. También incluye los productos
volcánicos del lineamiento volcánico de Nejapa-Miraflores, así como depósitos
piroclásticos asociados con las calderas de Jiloa y Apoyeque.
EVOLUCION TECTÓNICA
El reconocimiento de la evolución tectónica de la región circunvecina al volcán
Concepción puede permitir que se reconozcan los rasgos más importantes que
esta evolución ha heredado al terreno ya sea como sistemas de fracturamiento
fósil o activo, los cuales eventualmente pueden estar siendo utilizados para
canalizar las inyecciones magmáticas. A continuación se muestra el resumen de
tal evolución, recopilada por Cruden (1989, 1998) y Weinberg (1992).
Cretácico Medio (85-80 Ma). Yuxtaposición de los bloques de Chortis y
Chorotega a lo largo de la sutura sinistra de Santa Elena, establecimiento de la
subducción de Mesoamérica y formación de las toleítas primitivas de arco del
Complejo Nicoya Superior.
Cretácico Tardío – Eoceno (70-40 Ma). Sedimentación antearco de turbiditas
de abanico submarino (Formaciones Rivas y Brito). Alrededor de los 50 Ma la
fuente que alimenta al Complejo Nicoya Superior cambia hacia la provincia
andesítica extensiva que da lugar al Grupo Matagalpa en el noreste.
9
Oligoceno – Mioceno Temprano (29 – 15 Ma). Levantamiento y erosión,
como respuesta a la partición de la Placa Farallón en la Placa Gorda y la de
Cocos, para posteriormente resurgir, continuando con la sedimentación antearco
y el volcanismo. Depósito de materiales subaéreos en la zona de antearco,
como aglomerados y conglomerados intercalados con maderas silicificadas y
lavas (Formación Masachapa). Más al noreste, se depositan secuencias
tobáceas y sedimentos lacustres cubriendo a lavas andesíticas, tobas y brechas
intrusionadas por rocas hipabisales (Grupo Matagalpa Superior).
Mioceno Temprano – Plioceno (10 – 5 Ma). Reordenamiento mayor de las
zonas de esparcimiento en los límites de la Placa de Cocos, acompañado de
levantamiento, plegamiento y cabalgamiento de los sedimentos de la cuenca
antearco en el suroeste de Nicaragua (Formaciones El Fraile y El Salto). Esto
pudo deberse a una disminución del ángulo de subducción de la Placa de Cocos
que causó también un cambio en el volcanismo (Grupo Coyol). Esta es una
etapa de compresión NE-SW que genera pliegues con orientación NW-SE, fallas
de cabalgadura con vergencia hacia el SW, fracturas conjugadas E-W y NNE,
así como fallas de transferencia con orientación NE (Figura 4a, Tabla 1). En el
Plioceno, el Anticlinal de Rivas (asociado a fallas de cabalgadura) y un sinclinal
asociado se formaron al plegarse las formaciones tipo flysch (Borgia y van Wyk
de Vries, 2001) y las equivalentes formaciones volcánicas terciarias 100 km al
noreste, pertenecientes al Grupo Matagalpa (Figura 5 y 6) dando lugar a la
Depresión de Nicaragua.
Plioceno Tardío – Pleistoceno (∼3 – 1 Ma). El volcanismo migra hacia el
oeste, para establecerse en su posición actual (Cadena Volcánica de
Nicaragua), debido a un nuevo incremento en la inclinación del ángulo de
subducción (Figura 5). El escape noreste del Bloque de Chortis entre la Cuenca
del Caimán y el Escarpe Hess es acomodado por extensión en el oeste de
Nicaragua y el resultado es la formación de la Depresión de Nicaragua. En esta
etapa se presenta una extensión en dirección NE-SW que genera fallas
10
normales NW, fracturas N-S y ENE, con reactivación de las fallas de
transferencia NE (Figura 4b, Tabla 1). A partir del Plioceno, la erosión de las
formaciones “flysch” en el creciente Anticlinal de Rivas y los productos
volcaniclásticos de las Tierras Altas son sedimentados en la Depresión de
Nicaragua (Figura 6).
(a) (b) (c)
Figura 4. Evolución del elipsoide de esfuerzos y las estructuras relacionadas con el transcurrir del tiempo en el suroeste de Nicaragua. (a) Compresión Mioceno Tardío-Plioceno; (b) Compresión Plioceno-Pleistoceno; (c) Transtensión dextral Holoceno-Reciente (Cruden, 1998).
Pleistoceno Tardío – Reciente (1 – 0 Ma). Rotación contra las manecillas del
reloj del Bloque de Chortis resulta en un componente de cizallamiento derecho a
lo largo de la Depresión de Nicaragua y estructuras relacionadas. El volcanismo
permanece en su posición (Grupos La Sierra y Managua) y nacimiento de la
mayoría de los volcanes activos de Nicaragua, en la Depresión de Nicaragua
surgen los volcanes Concepción y Madera (Borgia y van Wyk de Vries, 2001).
Del Holoceno al Reciente se presenta una transtensión derecha que reactiva las
fracturas N-S como fallas normales y desgarres de tensión, continúa el
deslizamiento extensional oblicuo sobre las fallas NW y las NNE-SSW en el
graben de Managua (Figura 4c, Tabla 1).
11
Figura 5. (a) Mioceno Tardío-Plioceno Temprano. Diagrama idealizado de la colisión entre las placas del Caribe y de Cocos durante la primera fase de deformación con un ángulo de subducción θ. Se nota la presencia del volcanismo de la Formación Coyol. El inserto muestra el fracturamiento asociado con el plegamiento. (b) Plioceno Tardío –Pleistoceno. Segunda fase de deformación, el ángulo θ se incrementa resultando en la migración del arco volcánico hacia la trinchera y se forma la Depresión de Nicaragua. La tasa de convergencia disminuye (V1>V2) también como consecuencia del aumento en el ángulo de subducción o de una disminución en el movimiento hacia el occidente de la Placa del Caribe (modificada de Weinberg, 1992).
12
Tabla 1. Evolución tectónica del occidente de Nicaragua (según Weinberg, 1992).
13
Figura 6. (A) Mapa geológico general del occidente de Nicaragua, indicando la localización del volcán Concepción. (B) Sección balanceada retro-deformable (sección X-X’ mostrada en A) que muestra una posible reconstrucción de la estructura de la corteza superior en el suroeste de Nicaragua. Datos estructurales de Cruden (1989). Se observa el anticlinal de Rivas que da lugar a la Depresión de Nicaragua al oriente, así como a complejos intrusivos propuestos en el contraste de densidades entre las formaciones del flysch Terciario y el relleno Cuaternario de la Depresión de Nicaragua (tomada de Borgia y Wyk van de Vries, 2001).
14
Borgia y van Wyk de Vries (2001) reconstruyen la evolución estructural en la
región de la siguiente manera (Figura 6):
1. Las formaciones tipo “flysch” debajo del volcán Concepción se inclinan
aproximadamente 2° hacia el oeste.
2. Justo debajo del volcán Concepción existe una secuencia de ∼1 km de
espesor de sedimentos lacustres depositados en la Depresión de
Nicaragua.
3. El flanco oriental del Anticlinal de Rivas (o el eje del sinclinal asociado)
infrayacen a la Isla de Ometepe (donde se encuentran los volcanes
Concepción y Maderas)
4. Se asume un contraste marcado de densidad en la secuencia
estratigráfica aproximadamente a los dos kilómetros de profundidad,
debajo del volcán Concepción, entre las secuencias tipo “flysch” y los
sedimentos lacustres. Este contraste favorecería la acumulación de
intrusiones magmáticas al haber flotabilidad neutral (Ryan, 1988).
PERFIL REGIONAL
En la región, la corteza continental y la corteza oceánica litosféricas encuentran
su límite a menos de 18 km de profundidad, mientras que el Moho podría
encontrarse a una profundidad de 40 km, aunque la cuña del manto entre las
cortezas oceánicas involucradas (subducente y subducida) puede llegar hasta
una profundidad de 10 km (Walter et al., 1999) (Figura 7).
15
Figura 7. Estructura profunda del arco volcánico nicaragüense.
16
Geología del Volcán Concepción
Existen varios trabajos importantes sobre la geología del volcán Concepción, los
más significativos son la disertación doctoral de van Wyk de Vries (1993), el
trabajo de Borgia y van Wyk de Vries (2001), el de Vallance y colaboradores
(2001) y el reconocimiento geológico de los investigadores checos (al momento
de la elaboración de este reporte sólo disponible el mapa geológico por medio
electrónico, Figura 8). No obstante, los trabajos más completos sobre la geología
del volcán Concepción son los de van Wyk de Vries (1993) y Borgia y van Wyk
de Vries (2001) (comunicación personal de Petr Haradeky), razón por la que la
mayoría de las discusiones y descripciones que se presentan a continuación
provienen de tales trabajos.
Figura 8. Mapa geomorfológico de la Isla de Ometepe (Haradeky, 2002).
17
MORFOLOGÍA
El volcán Concepción tiene un diámetro de 10 km y una altitud de 1610 metros
sobre el nivel del mar, aunque su diámetro verdadero y altura son mayores
debido a que su base se encuentra en el fondo del Lago de Nicaragua (a menos
de 10 m de profundidad) y porque desde la construcción del mapa en 1957 la
actividad eruptiva ha incrementado la altitud (Figura 1). Por ejemplo, la erupción
de 1974 aumentó 100 m de escorias a la cima (Borgia y van Wyk de Vries,
1993).
El cráter tiene 250 m de profundidad y 400 m de diámetro. La orilla del cráter
es muy conspicua. Las laderas del cono tienen 2 quiebres de pendiente: el
primero aproximadamente a los 800 m de altura, arriba de esta cota las
pendientes son >30° y por debajo son de >20 °, hasta la altura del segundo
quiebre a los 250 m de altura debajo de la cual la pendiente es <10° (Figura 9).
A esta altura el volcán tiene un diámetro de 8 km. Se conecta por medio de un
istmo con el volcán Maderas que se encuentra a 25 km al sureste y ambos
conforman la Isla de Ometepe. Entre 400 m y 100 m la pendiente es muy suave
(disminuyendo de 10° a 5°) hasta un diámetro de 12 km donde las suave
pendientes alcanzan el Lago de Nicaragua en las costas de la isla.
Este estratovolcán posee bocas subsidiarias adicionales que han constituido
estructuras más pequeñas de no más de 250 m de alto a 1-3 km de la base del
cono y hasta 8 km de distancia. Se trata de pequeños conos y domos que
sobresalen por encima de las zonas bajas. La mayor concentración de estas
estructuras se da al sur del volcán, donde el anillo de tobas denominado Cerro
El Mogote (250 m) forma parte de un complejo de 12 fuentes eruptivas que se
extienden desde los 1000 m de altura hasta la costa en el flanco sur. Existen
otras concentraciones de domos, conos o maares en el sureste alrededor de
Urbeite, cerca de Alta Gracia y en las inmediaciones del pueblo de Concepción.
18
Figura 9. Sección oeste-este de la Isla de Ometepe, cortando la estructura del volcán Concepción desde Moyogalpa hasta las planicies de la costa este de la isla pasando por el cráter. La sección muestra las diferentes zonas de pendiente: (1) pendientes >30° compuestas de material suelto, material aglutinado o bien, capas delgadas de lava; (2) pendientes <20° compuestas de lenguas de lava, abanicos piroclásticos y escombros laháricos; (3) pendientes <10° de la planicie basal con escarpes ocasionales que se elevan 200 m con conos de escoria y toba. El área basal se compone de planicies de lava, depósitos de tefra de caída, laháricos y aluviales. Una perturbación leve de la pendiente a los 900 m de altura, podría estar relacionada con un borde caldérico sepultado (tomada de Wyk van de Vries, 1993).
Las planicies se ven perturbadas por crestas curvilíneas bajas y amplias de
200 m de altura en las afueras de Moyogalpa en el lado oeste de la isla y de sólo
50 m en el lado este. Las crestas se inclinan fuertemente en lado contrario al
cono. Las crestas del lado occidental sirven de relativa protección a las zonas
costeras, ya que los lahares y lavas son desviados a los lados o se detienen y
estancan detrás de ellos.
La parte vieja del volcán se caracteriza por lavas y tefras dacíticas, pero
ninguna de ellas se encuentra en el cono, aún cuando algunas barrancas tienen
300 m de profundidad. De hecho, la parte superior del cono se construyó muy
recientemente (entre 1883 y 1977). Esto, aunado a la falta de vegetación en
general, indica que el edificio volcánico se encuentra en plena etapa
constructiva.
19
La batimetría en los alrededores de la isla es muy somera en general(< 6 m),
aunque existen algunos canales algo más profundos en las cercanías del Puerto
de San Jorge en la ribera sur del lago.
ESTRATIGRAFÍA
Borgia y Wyk van de Vries (2001) reconocen cuatro unidades estratigráficas:
sedimentos lacustres, tefras, lavas y depósitos laháricos (Figura 10).
Las unidades estratigráficas inferiores expuestas en Concepción, son los
sedimentos lacustres Pleistoceno-Holoceno del Lago de Nicaragua, que se ven
enriquecidos en material volcánico hacia la cima de la secuencia. Los depósitos
de oleada piroclástica húmeda denominada “Oleada Bola de Nieve”, es el
horizonte volcánico más profundo dentro de los sedimentos lacustres, seguido
hacia arriba por capas de arenas y limos volcaniclásticos, ocasionalmente
intercaladas con horizontes de tefra basáltica. Una marcada discordancia separa
a los sedimentos lacustres de la secuencia de tefra subaérea suprayacente.
La secuencia de tefra se caracteriza en la parte baja por la presencia de
escoria con composición de andesita basáltica separada por horizontes gruesos
de ceniza y suelo. Más arriba, la secuencia se vuelve más silícica y rica en
líticos, culminando con el depósito de caída pliniano Caída Tierra Blanca y el
depósito de oleada piroclástica Moyogalpa. Un suelo debajo de la Caída Tierra
Blanca fue fechado por carbono 14 en 2600 años AP (antes del presente). Este
horizonte y el depósito Moyogalpa son los depósitos de mayor espesor y
funcionan como buenos marcadores estratigráficos.
La estratigrafía de las lavas comprende 6 grupos: Las Pilas, Sintiope, El
Mogote, Lago, Piedra del Agua y Cráter.
El Grupo Las Pilas son flujos de lava basálticos a andesíticos totalmente
desmembrados por deformación posterior a su emplazamiento. Su área de
20
afloramiento es muy pequeño en la parte sureste del volcán, cerca del poblado
de Las Pilas (Figura 11a).
Figura 10. Mapa geológico preliminar del volcán Concepción (Borgia y Wyk van de Vries, 2001).
21
(a) (b)
Figura 11. (a) Mapa del Grupo Las Pilas mostrando la morfología. (b) Mapa del ineamiento El Mogote y la morfología característica (van Wyk de Vries, 1993).
El Grupo Sintiope son dacitas, los flujos de este grupo también han sido
desmembrados por deformación posterior a su emplazamiento, mientras que los
domos mantienen su forma de emplazamiento (tipo tronco). Su área de
distribución también está en el lado sureste, cerca de la población del mismo
nombre (Figura 11a).
Las lavas del Grupo El Mogote tienen una composición basáltica restringida y
fueron emitidas a través de fuentes parásitas con patrones norte-sur en la base
sur del volcán (Figura 11b).
22
El Grupo Lago está formado por una serie de flujos andesíticos que afloran
alrededor de la base occidental del volcán, pero particularmente se observan los
flujos de lava Tagüisapa en el sector norte, Sinecapa en el sector oriental,
Papaturro en el sector noreste y La Flor en los sectores noroeste y sureste
(Figura 10).
El Grupo Piedra del Agua son basaltos altos en alúmina que fueron emitidos
también por el lineamiento norte-sur (Lavas Piedra del Agua) en el sector sur y
las lavas Helequeme en el sector noroeste.
Las lavas del Grupo Cráter son flujos de andesita silícica prehistóricos e
históricos que han sido emitidos por el cráter principal. Y se han distribuido en
forma radial.
La mayoría de los depósitos de lahar expuestos fueron emplazados durante
los últimos 100 años (Figura 12). Los eventos laháricos más destructivos fueron
registrados primero en 1957 (Ferrey y Williams, 1971), y probablemente no
habían comenzado antes de 1940, ya que existen fotos en el Museo del Volcán
Masaya que muestran poca erosión. Algunos flujos más antiguos, infrayacen a
las lavas de los grupos Piedra del Agua y El Mogote., lo que parece sugerir otro
episodio de degradación mayor del cono.
Cabe señalar que Borgia y van Wyk de Vries (2001) no reportan ningún
depósito de avalancha que indique la ocurrencia previa de un colapso estructural
del volcán.
PETROLOGÍA DE LOS PRODUCTOS ERUPTIVOS
De acuerdo con Borgia y van Wyk de Vries (2001) los magmas primarios que
se emplazaron debajo del volcán Concepción son cercanamente basaltos bajos
en alúmina (∼8 % MgO, ∼16 % Al2O3). Sólo durante las erupciones tempranas
Quebrada Grande (QGR) se emitieron basaltos bajos en alúmina y basaltos
23
altos en magnesio que resultaron más ricos en MgO que los productos
posteriores (4∼8 %)(Figura 13).
Figura 12. La línea discontinua muestra los drenajes con los flujos laháricos (áreas en gris oscuro) que descendieron en el pasado desde el volcán Concepción. Las lomas (gris claro) forman dos arcos que rodean la base del cono en el occidente y en el oriente. La cresta occidental protege la zona costera de los lahares y flujos de lava que descienden del volcán, estancándose detrás o desviándose a los lados. Uno de los mayores flujos de lava termina atrás de la cresta cerca de la población La Flor. El único flujo de lava que atraviesa la barrera que representa la cresta occidental proviene de una fuente satélite (Lavas Helequeme) cerca del pueblo La Concepción. (Borgia y Wyk van de Vries, 2001).
La mayoría de las lavas y tefras sin embargo, tienen composiciones de
basaltos y andesitas altos en alúmina. Posterior a QGR (durante el periodo
eruptivo Tierra Blanca), las composiciones evolucionaron a dacita.
24
Según Borgia y van Wyk de Vries (2001), existen dos patrones evolutivos
para los magmas que han dado lugar a los productos eruptivos del volcán
Concepción:
Figura 13. Diagramas K2O y Na2O + K2O vs. SiO2 para los volcanes de Nicaragua, el área encerrada en la línea continua se encuentran las rocas del volcán Concepción. (Wyk van de Vries, 1993).
El primer patrón evolutivo, que se encuentra en los primeros productos,
consiste en la producción de basaltos ricos en magnesio y bajos en alúmina,
para posteriormente evolucionar hacia dacitas sin enriquecimiento en alúmina.
Este patrón podría estar relacionado con un magma fraccionado en un
reservorio localizado en niveles corticales superiores, luego de llevar a cabo
inyecciones menores de magma a través de fisuras.
El segundo patrón, consiste en un enriquecimiento temprano de alúmina de
los magmas más máficos, lo cual ocurriría en niveles corticales inferiores. Este
segundo patrón comienza con las lavas basálticas El Mogote y continua con los
productos subsiguientes.
En resumen, en una etapa temprana el magma alcanza la superficie
directamente, produce basaltos bajos en alúmina y comienza el crecimiento de
reservorios magmáticos en las cortezas inferior y superior. Magmas
subsiguientes parecen residir significativamente en el reservorio de la corteza
25
inferior donde los basaltos, cercanamente primitivos, son convertidos en
basaltos altos en alúmina por medio de cristalización fraccionada y redistribución
del piroxeno>olivino>plagioclasa. El tiempo de residencia del magma en el
reservorio de la corteza superior parece decrecer después de las erupciones de
las capas Tierra Blanca, ya que el magma no vuelve a alcanzar nuevamente la
composición dacítica.
Estas conclusiones parecen ser acordes con los datos geofísicos de la
estructura profunda, en cuanto a la profundidad del manto y las dos cortezas; y
naturaleza composicional de la corteza inferior y superior con afinidades
heredadas de las ofiolitas y secuencias superiores del Bloque de Chortis (Walter
et al., 1999; González, 1991).
Debido a los contrastes de densidad, el reservorio profundo es un complejo
intrusivo que se forma y sufre procesos de diferenciación magmática en la base
de la corteza. Mientras que el reservorio más somero formaría un complejo
intrusivo en la zona de contraste de densidad entre el flysch Terciario y los
detritos y sedimentos lacustres suprayacentes.
Siguiendo con Borgia y van Wyk de Vries (2001) la secuencia estratigráfica
revela la existencia de 4 ciclos de evolución magmática, donde existe una
progresión hacia composiciones más evolucionadas, para ello se apoyan en la
información del contenido de Zr, el cual aumenta en los productos volcánicos
con el tiempo (Figura 14). Al final de cada ciclo, los productos pueden adquirir
una amplia gama composicional. Estos ciclos son más evidentes en las tefras
que en las lavas, debido a que la estratigrafía de las lavas no se conoce con el
mismo detalle.
ESTRUCTURA LOCAL
Como en otros volcanes, existe una relación íntima entre la morfología y la
estructura. Diversos centros volcánicos satelitales y diques alimentadores están
26
asociados a lineamientos con orientación N-S a diferentes distancias del cráter
(Figura 15). Existen estructuras compresivas en la base del volcán y un sistema
de fisuras en la cumbre que sugieren un deslizamiento en proceso.
Figura 14. Estratigrafía compuesta del volcán Concepción. Se muestran las principales unidades estratigráficas, las variaciones composicionales de Zr en lavas y tefras, y la deformación correlacionable con cada unidad. Nótense los 4 ciclos que se pueden identificar, además parece evidente que las erupciones más recientes formarían parte del último ciclo (Borgia y van Wyk de Vries, 2001).
Es notoria la ausencia de fallas sobre el cono del volcán. El cráter posee
fracturas estrechas y profundas que cortan al cráter por su lado norte y sur. Se
presume que estas fracturas podrían continuar hacia los centros eruptivos de El
Mogote y Papaturro, indicando un control estructural en su localización. Las
fracturas sur tienen azimut de 30° y se extienden a lo largo de la garganta
suroeste, particularmente profundo (400 m). Las fracturas norte tienen azimut
NNE y aproximadamente 50 m debajo de la cumbre son el sitio donde se
concentran fumarolas de baja temperatura, más activas en episodios eruptivos
27
(GVN, 1986). Existen pocas fallas tangenciales en el sureste con bloque caído
hacia la cima, no se observa fallamiento en las paredes del cráter (GVN, 1993).
Figura 15. Controles de distribución de fuentes eruptivas en y alrededor del volcán Concepción. A) Distribución de los centros eruptivos y localización de los rasgos estructurales asociados. B) Sección del volcán mostrando los patrones de intrusión sugeridos por la estructura, la localización de centros eruptivos la geología. Los 4 caminos que siguen las intrusiones son: 1) el conducto centra; 2) sill a lo largo de la capa sedimentaría basal; 3) contacto entre el cono principal y los abanicos de lava; y 4) diques con tendencia norte-sur que siguen fracturas en el edificio y en la corteza (van Wyk de Vries, 1993).
Las estructuras se vuelven más comunes debajo de los 300 m. El volcán
Concepción muestra un patrón distintivo que consiste en cabalgamiento hacia
fuera del cono en la parte occidental del volcán y levantamientos diapíricos en el
lado oriental. Existe una zona de subsidencia y extensión en medio que
compensa la deformación a ambos lados. Los diferentes estilos estructurales a
ambos lados se correlacionan directamente con las diferentes composiciones del
substrato: sedimentos lacustres en el occidente que poseen un porcentaje más
elevado de arena en comparación con el lado este. También, la ausencia de un
flanco del anticlinal de Rivas podría bloquear la propagación hacia el oeste de
las cabalgaduras forzándolas a romper en sentido vertical hacia la superficie. En
contraste, no existe una barrera similar en el este y la deformación diapírica del
substrato puede expandirse sobre una distancia mucho mayor.
28
El lado oeste del Concepción se caracteriza por crestas relacionadas con
anticlinales con vergencia hacia el occidente (Figura 17). En algunas áreas, el
echado de los estratos diverge fuertemente con el patrón principal. Pocas veces
los ejes de los pliegues son radiales, fallas de cabalgadura adquieren dirección
al este y las capas no tienen orientación homogénea (parte NE del sector W,
Figura 17). La deformación es clara en la secuencia más antigua y no se
observa en las capas encima de la discordancia que existe después de la tefra
QGR. Estos rasgos indican una fase de deformación temprana que es más
compleja y que sugiere algún componente de diapirismo tectónico.
Figura 16. Mapa de la cima del volcán Concepción mostrando fracturas recientes y fumarolas (tomado de Borgia y van Wyk de Vries, 2001).
Borgia y van Wyk de Vries (2001) presentan secciones para Tierra Blanca y
Moyogalpa que muestran una correlación entre la inclinación de los anticlinales y
la topografía (Figuras 18A y 18B).
29
Figura 17. Mapa geológico y estructural de la provincia occidental caracterizada por crestas asociadas con anticlinales con recumbencia hacia el oeste. (Borgia y van Wyk de Vries, 2001).
En la Figura 18A, a 500 m al este del lago, se pueden observar a pocos
metros de profundidad arenas de playa y aluvión. La presencia de bloques de
lava sugieren el aporte de sedimento a través de torrentes y flujos de escombros
provenientes del volcán., aunque en la actualidad el drenaje activo es derivado
30
hacia el norte y no alcanza esta área. Un poco más al oriente las Colinas
Chorizo (una cresta baja) corta a una garganta profunda. A 100 m de aquí, las
capas tienen echados de 45° y están en línea con otras pequeñas crestas
elongadas hacia el sur. Por aproximadamente otros 300 m, sólo se observan
arenas expuestas en posición horizontal hasta un escarpe de 100 m de alto. Ahí,
en la base del escarpe, lodolita fisurada se abulta hacia la garganta y está en
contacto con suelo y aluvión. Muchas de estas superficies de lodolita fisurada se
muestra con estrías que indican deformación reciente. En el escarpe adyacente,
aflora una brecha masiva hidrovolcánica que contiene inclusiones de lodolita,
frecuentemente redondeada y encapsulada en capas concéntricas de material
de ceniza, como en el caso del lapilli acrecional. Las partes superiores del
depósito muestran estratificación cruzada, lo que sugiere depósitos de oleada
piroclástica húmeda. Existen depósitos similares en los maares del sur del
volcán, denominados “Oleada Bola de Nieve”. Este depósito constituye la
totalidad del escarpe e intersecta al lago 2 km al norte de la sección Tierra
Blanca. Debajo, areniscas y lodolitas laminadas y carentes de material volcánico
(lo que sugiere que la oleada es sólo una y posiblemente el depósito resultante
de la erupción más temprana del volcán Concepción), presentan echados de
20°-30° al oeste y suroeste, siendo cortadas por fallas de cabalgadura y
normales, así como por pliegues irregulares. En la cresta del escarpe se observa
que el terreno y la estratificación se inclinan levemente hacia el este, hacia un
área cubierta de tefra y aluvión. Luego, el terreno se eleva de nuevo hacia el
lomerío al sureste del poblado de Concepción, donde afloran los sedimentos
lacustres, la Oleada Bola de Nieve y los horizontes de tefra.
En la Figura 18B se muestra un detalle de la estructura compleja en la loma
Chorizo. Antes de la loma, afloran arenas y gravas con estratificación cruzada
expuestas en la garganta. En la base de la loma quedan expuestos fragmentos
de una brecha caótica, pómez, areniscas y lodolitas embebidos en arcillas. Un
contacto irregular con pendiente hacia el oeste separa esto de una lodolita
fisurada sin estratificar que intrusiona a 45°, capas de arenisca y escoria con
31
echados hacia el oeste. Encima de los sedimentos se halla una secuencia de
tefra de fuerte echado (40°-60° al oeste), cortada por 3 generaciones de fallas
normales, la más antigua con echado 20° E y saltos de 4 m. La primera
generación de fallas es cortada por otras fallas con echados de 50° y saltos de 4
m. Finalmente, la tercera generación de fallas es vertical y con saltos menores a
1 m. El orden y progresión del echado de las fallas indica que la primera
generación ha sido rotada con la estratificación por cerca de 50°, mientras que la
segunda ha sido rotada 30°. Al continuar a lo largo de la sección, las capas de
tefra se vuelven menos inclinadas y tal como se avanza hacia atrás de la loma y
hacia el flujo de lava, son cubiertas discordantemente por un conglomerado de
tefra, arenisca y lava.
Figura 18. A) Sección estructural Tierra Blanca. Sección D-D’ (Figura 17) dl Lago de Nicaragua hasta 2 km tierra adentro. B) Detalle del complejo estructural de la loma Chorizo. (Borgia y van Wyk de Vries, 2001).
Justo al este de Moyogalpa se observa un levantamiento ligero, donde las
unidades más altas estratigráficamente (MOY y CRA) están expuestas. Tienen
echados de 10°-20° al oeste, sin fallamiento o fracturamiento. En contraste, a
500 m al norte la pómez Tierra Blanca inferior (TBL) es cabalgada sobre la
32
secuencia de tefras MOY más jóvenes. La superficie del terreno y las capas de
tefra superiores son generalmente conformes indicando que estas tefras
conforman una topografía pre-existente. Sin embargo, al acercarse al escarpe
principal, las capas de tefra expuestas debajo tienen echados consistentemente
más altos que la topografía. Las capas superiores están erosionadas de las
gargantas profundas. Dos pequeñas crestas, probablemente causadas por fallas
normales, perturban la pendiente antes de que un abanico de materiales
laháricos cubra el paisaje.
Figura 19. A) Sección estructural de las lomas Moyogalpa. Sección desde el Puerto Moyogalpa hacia el este (sección C-C’ en la Figura 17). B) Detalle a través del escarpe principal (Borgia y van Wyk de Vries, 2001).
En la Figura 19B se observa que en el escarpe principal queda expuesta la
secuencia de pómez Tierra Blanca con echados hasta de 45° al oeste. Es
cortada por mucha fallas normales con echado al este, espaciadas 3 a 10 m. El
33
área con estratos inclinados fuertemente es de 300 m de ancho. El
espaciamiento entre fallas y el hecho de que son cogenéticas con los estratos de
echados fuertes, indican que, como en Tierra Blanca, pasan a una capa dúctil de
pocas decenas de metros debajo del afloramiento de tefra (por ejemplo en los
sedimentos lacustres arcillosos). La geometría de las estructuras está
fuertemente influenciada por la presencia de capas relativamente gruesas que
muestran deformación plástica.: por ello, no es posible reconstruir con precisión
una sección balanceada, de acuerdo con las reglas estándar. Hacia el este,
estas capas se vuelven horizontales con la correspondiente disminución en
fallamiento y finalmente se inclinan 10° hacia el volcán. Aquí las secuencias
MOY y CRA reaparecen.
Figura 20. Mapa estructural de la costa suroeste del volcán Concepción y su interior, mostrando la localización de las 4 crestas (Borgia y van Wyk de Vries, 2001).
34
El suroeste del área de Concepción se caracteriza por la presencia de 4
crestas bajas, las cuales se levantan levemente hacia el volcán (Figura 20). A lo
largo de la cresta costera, una alternancia de arena, limo y arcillitas forman
domos hasta de 500 m de largo con echados al noroeste. La parte sur de la isla
se caracteriza por anillos de toba, fallamiento normal orientado hacia el norte y
líneas de costa inundadas (Figura 21).
Figura 21. Mapa estructural de Concepción mostrando las fallas normales con patrones norte-sur (Borgia y van Wyk de Vries, 2001).
Más al este el levantamiento diapírico se vuelve evidente de nuevo con una
terraza lacustre larga, levantada más de 20 m sobre la costa. El patrón de
levantamiento diapírico de lodolitas con trozos de flujos de lava desmembrados
continua alrededor del lado oriente de la isla hasta el norte. Las lavas jóvenes,
aún cuando no estén deformadas de manera evidente, se han comenzado a
hundir dentro de los sedimentos del lago.
35
El fallamiento normal norte-sur del volcán es tal vez influenciado también por
la extensión regional este-oeste actual. De hecho, bajo un régimen extensional o
transcurrente, las estructuras de apertura tenderán a alinearse de acuerdo con el
patrón regional. Asimismo, la zona extensional es también una zona de actividad
eruptiva voluminosa, representada por los centros eruptivos El Mogote, Piedra
del Agua y Papaturro.
Borgia y van Wyk de Vries (2001) llevaron a cabo un trabajo de monitoreo
con sistemas de posicionamiento global (GPS) con el fin de determinar el posible
movimiento de la estructura basal del cono (Figura 22).
Figura 22. Modelo digital de elevación de la Isla de Ometepe mostrando los desplazamientos medidos con GPS en un periodo de 2.5 años. El inserto muestra la gráfica de frecuencia acumulativa de la variancia radial de los datos de GPS (Borgia y van Wyk de Vries, 2001).
36
En este trabajo con GPS llaman la atención los siguientes aspectos: 1) los
resultados se calcularon en relación al desplazamiento promedio de las
estaciones que se encuentran en el cono del Concepción, ya que si éste se
desplazase sobre el substrato y la fuente de magma, entonces las erupciones se
descentrarían, es decir, sería como obtener una secuela de conos viejos en la
dirección del desplazamiento; 2) la mayoría de los sitios mostró movimientos
horizontales menores a 2 cm (valor cercano o dentro de las elipses de error); 3)
debido a la cercanía a los valores límite de detección, se tomaron las diferencias
angulares entre el azimut radial a partir del centro del cono y el punto, con el
vector de desplazamiento. Los resultados que obtuvieron estos autores son que
no existe un componente significativo de movimiento radial. Argumentan que el
desplazamiento no-radial, debido a fallamiento transcurrente excéntrico
acomoda frecuentemente el movimiento radial general de materiales
quebradizos (apoyados en Borgia et al., 2000). Este movimiento sería
perpendicular a la cresta que corre paralelamente a la costa en el lado sureste,
de manera que evidenciarían que la morfología, el cabalgamiento y el
levantamiento en el área son activos.
El lado sureste muestra, sin embargo, desplazamientos activos radiales y por
otra parte, el lado oriente del cono tiene un gran movimiento subsidente,
posiblemente relacionado con el deslizamiento de un flujo de lava sobre un
diapiro de lodo. Otra estación situada encima de un diapiro mayor muestra
levantamiento.
EVOLUCION DEL VOLCAN
Ambiente pre-volcánico (pre-QGR). Sedimentos lacustres horizontales (lodolitas
y limolitas) se acumularon hasta alcanzar un espesor probable de 1000 m en
una cuenca del Anticlinal de Rivas, encima de productos de la erosión del
anticlinal y de las rocas pliocénicas terrígenas y marinas someras de la
Formación El Fraile. Según Borgia y van Wyk de Vries (2001) el flanco del
Anticlinal de Rivas forma una frontera estructural en el sector distal SW del
37
volcán que inhibe la posible propagación radial de la deformación en esa
dirección. El contraste de densidades entre el flysch Terciario (del Anticlinal de
Rivas) y los sedimentos lacustres del Cuaternario constituye el sitio preferencial
para la intrusión de magmas y su acumulación.
Inicio del volcanismo (QGR). Al inicio de esta fase rocas basálticas
indiferenciadas (productos hidrovolcánicos: Oleada Bola de Nieve y las capas de
tefra QGR suprayacentes) fueron emitidas como consecuencia de la intrusión de
magmas en la corteza (adicionalmente se forma el reservorio somero). Se
observa además, sedimentación volcaniclástica en el área occidental. Las lavas
se hunden en los sedimentos no consolidados quedando desagregados y “sin
raíz”. El final de esta etapa queda marcada por una discordancia mayor (Figura
23A).
Primera fase de construcción - fase compresiva. El volcán crece y ocurre
deformación diapírica alrededor del cono, al mismo tiempo, se acumulan
sedimentos clásticos más gruesos en el oeste y el magma se acumula en una
cámara somera para evolucionar hacia productos silícicos (Figura 23B).
Fase destructiva. La fase compresiva termina con la erupción de la pómez
dacítica TBL que es originada en la cámara somera, cubriendo los
levantamientos diapíricos, formándose una caldera (Figura 23C). Los productos
eruptivos poseen una gran variación composicional.
Segunda fase de construcción- fase de fallamiento inverso y diapirismo. La
cámara somera vuelve a rellenarse con magma a partir de la cámara profunda.
Luego del crecimiento de un nuevo cono, el volcán alcanza suficiente masa para
romper las capas volcaniclásticas depositadas en el occidente, además,
comienza el fallamiento inverso en donde la deformación diapírica es continua y
los magmas son emitidos con mayor facilidad que en (B) y poseen un rango
38
composicional de basalto con alto contenido de alúmina a andesita silícica
(Figura 23D).
Fase de expansión. El complejo intrusivo comienza a expandirse y las fallas
inversas desarrollan un cabalgamiento en la parte superior del flysch Terciario, la
expansión deriva en el aumento de extensión central y una mayor facilidad para
el emplazamiento de los magmas (Figura 23E). La extensión pura E-W que se
observa en la cima podría ser el signo de reptación incipiente.
Figura 23. Sección interpretada de la evolución en el tiempo del ambiente volcánico. T = flysch Terciario; D = sedimentos detríticos; L = lodolitas (Borgia y van Wyk de Vries, 2001).
39
COMENTARIOS GENERALES A LA GEOLOGIA
El trabajo realizado por van Wyk de Vries (1993) y Borgia y van Wyk de Vries
(2001) es fundamental para el entendimiento básico del volcán Concepción. El
trabajo es extenso y es de carácter estratigráfico, petrológico y estructural,
apoyado en la cartografía geológica. Esta información aporta elementos
significativos para la construcción del mapa de amenazas, así como para
reflexionar acerca de los peligros más inminentes, asociados a la actividad
eruptiva y estabilidad del edificio.
Con el fin de enriquecer las importantes aportaciones de estos trabajos, se
mencionan a continuación algunos aspectos que pretenden discutir las
interpretaciones de los autores señalados, esperando tener una visión más
amplia de los procesos que ocurren en el volcán y sin menoscabo de la
importante labor realizada por ellos.
1. Es importante señalar que la extensión del flanco oeste del Anticlinal
de Rivas es hipotético, pues siendo una estructura de bajo ángulo, lo
más lógico sería esperar la presencia de un sinclinal, tal como los
mismos autores lo representan en forma gráfica (Figura 6). Las
implicaciones de esto son la ausencia de una restricción estructural
para la propagación de la deformación.
2. Las lavas de la primera fase de construcción pudieron haber viajado
muy rápido desde la fuente profunda y, en ausencia de un reservorio
previamente desarrollado, conservaron su composición primitiva. Las
etapas posteriores de volcanismo parecen ser contaminadas por rocas
con afinidad con las rocas del bloque de Chortis que se encuentran a
poca profundidad en la corteza (Walter et al., 1999; González, 1991),
como los mismos autores muestran en sus gráficas de evolución
magmática utilizando xenolitos del basamento.
3. Los productos dacíticos podrían ser también el resultado de fusión
parcial de rocas de la corteza superior. Esta posibilidad encuentra
40
sustento al observar que son sólo éstas las únicas rocas
evolucionadas que aparecen en la secuencia estratigráfica y que, de
haber evolucionado en la cámara recién formada, se esperaría que
una vez ya desarrollada la cámara somera, más magmas
evolucionados deberían ser emitidos.
4. Aún cuando no se mencionan volúmenes emitidos de pómez, no
parecen corresponder las evidencias estratigráficas (espesor por
ejemplo) con el volumen correspondiente de material faltante de la
cima del cono. Además, se esperaría que los depósitos de pómez
dacítica estuvieran acompañados con una gran cantidad de materiales
líticos. En vista de esta ambigüedad, tal vez sería conveniente pensar
adicionalmente en la posibilidad de que la caldera no se formó con
este evento.
5. Resulta muy interesante que los pliegues sólo se encuentren en la
ladera occidental y que no existan rodeando a la isla como se
esperaría de acuerdo con el proceso que describen los autores.
Además, es significativo observar que los ejes de los pliegues no sean
completamente acordes con el modelo presentado.
6. Los datos GPS adolecen de diversos problemas para demostrar la
deformación radial. El primer problema consiste en la precisión. Las
elipses de error enmascaran los movimientos horizontales absolutos y
por tanto, cualquier movimiento identificado considerando estos datos
es altamente especulativo, incluso aunque se manejen los datos en
forma relativa. El modo relativo en que se muestran los datos no es
significativo al tomar como centro de cálculo relativo al centro del
cráter, el cual podría mostrar movimientos también y esto añadiría una
incertidumbre no considerada por los autores. Finalmente, no se
toman en cuenta los movimientos tectónicos, asociados con el
movimiento de las placas, efecto que hay que restar necesariamente y
considerar en el cálculo del error.
41
7. Un problema adicional es que los autores mencionan que el
fracturamiento o fallamiento en el cono es casi inexistente en la parte
joven del mismo, sin embargo, al final concluyen a partir de algunas
fotografías observadas en el cráter, que el cono está en una fase
inicial de deslizamiento.
8. Con lo anterior, se concluye que no existe evidencia firme de un
proceso progresivo de colapso del edificio volcánico, ni de
deslizamiento del cono, o de cabalgamiento de los sedimentos
lacustres ocasionado por la estructura.
42
Historia Eruptiva Reciente
El Volcán Concepción es uno de los volcanes más altos de Nicaragua, también
figura entre los más activos. Su cono simétrico forma la parte noroeste de la isla
de Ometepe en el Lago de Nicaragua. El volcán Concepción está conectado por
medio de un istmo estrecho con el vecino volcán Maderas. En el siglo pasado,
hizo erupciones explosivas moderadas frecuentes, la mayoría de las cuales se
originaron en el pequeño cráter de la cima del volcán.
La última erupción ocurrió en 1986. En diciembre de 1992 y marzo de 1993,
visitas al cráter confirmaron la presencia continua de actividad fumarólica desde
1986. Áreas fumarólicas con azufre de color amarrillo grisáceo se encuentran en
las paredes Sur y Oeste del cráter. No se observó incandescencia en el cráter, lo
que sugiere que no existen fumarolas de alta temperatura. En Julio de 1997 se
observaron cuarto pequeñas fumarolas a 50 m al Norte del borde del cráter. La
actividad fumarólica continua hasta el presente.
A continuación se enlistan los principales eventos ocurridos en el volcán
Concepción de acuerdo con diferentes fuentes y en la Tabla 2 se muestra un
resumen de las mismas.
EVENTOS HISTORICOS DEL VOLCAN CONCEPCIÓN (WWW-INETER)
Los siguientes eventos fueron obtenidos de la información disponible en la
página electrónica del INETER. La Tabla 2, posee mayores datos acerca de
estas erupciones.
1883 Primera erupción de la que se tiene historia : Potentes y prolongadas
explosiones, derrame de lava. La fase eruptiva más violenta ocurrió a finales de
febrero y principios de marzo. El 4 de mayo del mismo año presentó actividad
eruptiva de grandes proporciones.
43
1908 Marcada actividad eruptiva durante los meses de julio y diciembre. Enormes
llamaradas salían de su cráter y prolongados retumbos estremecían la isla de
Ometepe.
1921 En diciembre, arrojó grandes rocas encendidas y largas corrientes de lava
bajaron por sus laderas. Los habitantes de la isla de Ometepe huyeron hacia
Granada y Rivas.
1922 Durante las noches de febrero produjo potentes retumbos y el fuego que salía de
su cráter iluminaba gran parte del Lago Cocibolca. Sus potentes explosiones se
escuchaban hasta la ciudad de Granada.
1923 En el mes de julio presentó marcada actividad eruptiva.
1928 El 25 de enero volvió a entrar en actividad produciendo potentes retumbos que
se escuchaban en la ciudad de Rivas mientras una densa nube de ceniza
oscurecía esta ciudad. Muchas personas huyeron en lanchas hacia San Jorge.
1944 Produjo fuertes retumbos y lanzó ceniza a distancia considerable durante el mes
de diciembre.
1945 Fuerte actividad eruptiva durante el mes de enero. Sus retumbos eran
escuchados en la ciudad de Masaya. Hubo derrame de lava en dirección a
44
Altagracia; arrojó piedras de gran tamaño que caían dentro y fuera del cráter
mientras la columna de humo se elevaba a mil pies de altura. Las explosiones
ocurrían cada minuto. Hacia el mes de agosto las corrientes de lava destruyeron
plantíos de arroz y frijoles.
1951 El 29 de agosto de 1951 violentos movimientos sísmicos estremecieron la isla de
Ometepe mientras el volcán presentaba marcada actividad eruptiva.
1952 En diciembre estuvo en fuerte actividad escuchándose sus retumbos en todos
los pueblos de Granada y Masaya.
1955 A finales de abril arrojó lava, arena y ceniza. La ceniza afectó la ciudad de Rivas
y sus alrededores. Sus retumbos se escuchaban constantemente.
1957 Durante el mes de marzo entró en un período de violenta actividad. Gran
cantidad de personas huyeron en lanchas hacia Granada y San Jorge.
Llamaradas de hasta 15 metros de altura se observaban en su cráter y una
copiosa lluvia de ceniza y arena caía sobre la ciudad de Rivas. Fuertes retumbos
estremecían la isla y ríos de lava descendían del sector occidental del volcán. La
actividad eruptiva incremento en el mes de julio con fuertes emanaciones de
gases, ceniza, arena y lava.
1961 Estuvo arrojando gran cantidad de humo.
45
DESCRIPCIONES DEL GVN
Adicionalmente a esta información, se tiene la información publicada en el
Boletín de la Red Global de vigilancia volcánica (GVN, por sus siglas en inglés
de Global Volcanic Network), que incluyen relatos y descripciones en idioma
inglés de la actividad volcánica del Concepción reportada por viajeros o
vulcanólogos visitantes. Para evitar la pérdida de información debida a
problemas de traducción, las descripciones se listan en el idioma original de su
publicación. Algunas de estas actividades no son fidedignas o confirmadas y se
deben tomar con cautela, sin embargo, se incluyen en esta recopilación con el
fin de reunir toda la información disponible posible.
02/74 (CSLP 29-74) Minor ash eruptions in December and January
Card #1808 (26 February 1974) Minor ash eruptions in December and January
The following was received on 25 February 1974. "Slight ash eruptions occurred on 24 December 1973, and 12 January 1974. Ash fell on the Island of Ometepe that contains the volcano, but was not observed on the shores of Lake Nicaragua, 10 km away. A high-gain portable seismograph operated on the island in late January 1974 recorded no local earthquakes."
Information Contacts: Arturo Aburto Quesada, Center for Seismic Investigations, Managua; Peter Ward, National Center for Earthquake Research, USGS.
04/77 (SEAN 02:04) Eruption on 4 April followed by weeks of frequent small ash explosions
A 1-2-minute eruption from Concepción, which lit the sky "like daylight," began at 2326 on 4 April. Earthquakes were felt at about 1.5 hours and at 2 minutes prior to the eruption (2156 and 2324 on 4 April) and about 9 hours afterwards (0822 on 5 April). During the next several weeks, frequent small ash eruptions, separated by periods of gas emission, caused light ashfalls on Isla de Ometepe.
46
Sixteen separate explosions, some sending incandescent ash more than 1500 m above the summit, occurred between the early afternoon of 29 April and the morning of 1 May. A burst of seismicity accompanied each explosion. Ash fell intermittently at Rivas, 25 km SW of Concepción. A few minor ash clouds were reported on 3 May.
Local seismicity had begun to increase in October 1976 with many events occurring in December 1976 and March 1977. Between 1 and 27 April, 145 local earthquakes and many brief (a few seconds to a few minutes) periods of low-frequency tremors were recorded.
Information Contacts: D. Harlow, USGS, Menlo Park, CA; A. Aburto Q., Instituto de Investigaciones Sísmicas.
04/78 (SEAN 03:04) Strong ash eruptions in late March
The newspaper La Prensa reports that strong ash eruptions from Concepción began in late March. Ashfall made life "intolerable" for persons living near the volcano, and was reported as far away as Belén, on the Pacific Coast 28 km SW of Concepción.
Information Contacts: La Prensa; D. de Jerez, Parque Nacional Volcán Masaya.
03/82 (SEAN 07:03) Small steam and ash eruptions
"A series of small steam and ash eruptions occurred from mid-January to mid-February. During flights over Concepción on 18 February and 4 March we saw a moderate-sized continuous white vapor plume being emitted from the crater."
Information Contacts: S. Williams, R. Stoiber, Dartmouth College; I. Menyailov, V. Shapar, IVP, Kamchatka; D. Fajardo B., INETER.
11/82 (SEAN 07:11) Small gas plume
"We observed Concepción for a short time in early December. It appeared to be emitting a small gas plume and no explosive activity has been reported recently."
Information Contacts: S. Williams, R. Stoiber, Dartmouth College; G. Hodgson V., D. Fajardo B., INETER.
47
04/83 (SEAN 08:04) Strong ash eruption; no damage
At the beginning of March, earthquakes were recorded and unusually strong gas columns were observed. A strong ash eruption began on 15 March and continued until the 24th, but caused no damage. Earthquakes accompanied the activity, but there were very few compared to the usual seismicity at the volcano. The ash eruptions were smaller than those of 1977 (2:4).
Information Contact: D. Fajardo B., INETER.
05/85 (SEAN 10:05) Small ash eruptions
A series of small ash eruptions occurred in December 1984.
Information Contact: D. Fajardo B., INETER.
11/85 (SEAN 10:11) Ash eruption
A violent tephra eruption occurred on 2 January 1985, accompanied by strong rumbling. Ashfall damaged tobacco and sesame crops, and fell on the towns of Esquipulas, Los Angeles, and to a lesser extent, Moyogalpa (at the W foot of the volcano). As the eruption began, Esquipulas was celebrating the festival of its patron saint, but heavy ashfall forced the festival's suspension. Blocks fell on the volcano's flanks. The eruption was comparable to that of 1977 (2:4).
During Space Shuttle mission 61B (27 November-3 December 1985), astronauts photographed Concepción three times. The first two photographs (nos. 61B-121-101 and 61B-36-086), taken on 28 November at 1300 and 30 November at 1230, showed no plume or other signs of volcanic activity. A photograph (no. 61B-39-066) taken later in the mission, however, exhibited a buff-brown plume over the volcano, which could be traced clearly for 6.6 km to the SW with possible wispy material for an additional 10 km.
Information Contacts: D. Fajardo B., INETER; C. Wood, M. Helfert, NASA, Houston.
05/86 (SEAN 11:05) Gas and ash emission; flank vegetation killed
48
The following is from Benjamin de Vries, based on observations between 4 February and 8 April. "On 4 February at 1336, a weak eruption was observed, lasting until 1404. Another was recorded between 1542 and 1609. Pulses of ash rose to 100 m above the crater before falling on the W flank and the village of Moyogalpa, on the coast of Lake Nicaragua about 9 km W of the crater. A brown haze from the ash plume extended over the lake. A farmer said that the activity had been continuing for 10 days (since 25 January).
"Throughout the next 2 months, gas and occasional ash emission continued (table 1). Activity was seen almost every time the crater was observed. Three types of activity were seen: ash eruptions, gray gas emission, and white gas clouds; often two types occurred together. The majority of material seemed to come from the S side of the crater, but a fissure N of the crater at about 1,500 m altitude emitted gas during periods of vigorous activity.
Table 1. Summary of volcanic activity observed at Concepción, 25 January-20 April 1986.
Date Activity 25-30 Jan Ash and gas reported. 04 Feb Two short ash eruptions (100-m plume). 05 Feb Ash and gas (50-m plume). 06 Feb Ash eruption (100-m plume) then white gas emission. 07 Feb Ash eruption and gray-white gas emission. 08 Feb Gray gas emission. 09 Feb Gray gas emission, changing to white in evening. 10 Feb White gas (100-m plume). 11 Feb Ash eruption at midday (200-m plume). 12-16 Feb Low-level gray gas emission. 17-22 Feb Continuous emission of white gas 23 Feb Some ash; white-gray gas emission; ash ejection at midday (50-m plume). 24 Feb White gas emission, decreasing through the day (<50 m); some ash. 25 Feb Diffuse ash pulses (50 m high) in morning. 16 Mar White gas emission around midday. 20 Mar Ash and gas emission (50-m plume); brown haze over NW flank and lake. 01-04 Apr Continuous white gas emission. 05-07 Apr Stronger gas emission (100 m gray-white plume); gas descended gullies; strong smell; slight ash content. 08-20 Apr Intermittent activity reported.
"The white clouds were thought to be dominantly water vapor. The gray gas was sulfurous and could be smelled in villages 10 km away. On the W flanks, gas and ash tended to follow the major gullies. In these gullies, gas was insufferable,
49
causing sore throats and drowsiness (CO2?). The white gas did not produce a noticeable smell and usually disappeared a few hundred meters from the crater.
"The W side of the volcano now has a distinct zone to 3 km from the summit in which vegetation is absent or dead, surrounded by a zone of ailing plant and animal life. This has reached some hamlets above the village of San José (8 km SW of the crater), and some homes have been abandoned.
"There have been many rockfalls, small landslides, and slow-moving flows of ash and cinders on the W and S flanks. These seemed to increase in frequency in April. The SW gully has disgorged a large amount of blocky and fine material since 1983, forming a fan that has engulfed and killed 500 m2 of mature forest. This activity is expected to increase when the rainy season starts in May. Mudflows and landslides are a serious possibility, especially if the eruptive activity continues (figure 1).
Figure 1. Map of Concepción showing zones of dead and dying vegetation, ash deposition, present and possible future mass movement, and gullies, 10 March 1986. Courtesy of Benjamin van Wyk de Vries.
In early February, eruptions had a 30-hour periodicity and lasted for about 1/2 hour. Later, no particular pattern was detected. Within each eruption, numerous pulses occurred at different frequencies and intensities. Generally, the stronger activity had a higher frequency. High-frequency strong pulses tended to group together between longer periods of lesser activity. Ash eruptions were stronger, rising to 200 m above the crater and occurring in well-separated (>1 minute) groups of pulses."
Information Contacts: B. van Wyk de Vries, London Univ; Douglas Fajardo B., INETER.
01/88 (SEAN 13:01) Possible ash plumes seen
A slight haze forming a plume downwind from the cone, reminiscent of gas/ash hazes of 1986 (11:05), was seen among weather clouds on 4 and 19 January 1988. Residents of the area characterized the volcano as "passive" since 1986.
50
Information Contacts: B. van Wyk de Vries, H. Rymer, and G. Brown, Open Univ; P. Hradecky and H. Taleno, INETER.
02/89 (SEAN 14:02) Cool fumarole on the crater rim
Observations during a 17 February visit by geologists from INETER and Open Univ were limited by poor weather, and the fumarolic area N of the crater was inaccessible. Gas that rose gently over the crater rim felt warmer than the 16°C ambient temperature. A fumarole found on the crater rim was cooler than 100°. Large amounts of dead vegetation on the E flank were attributed to the 1982 ash eruption.
Information Contacts: C. Oppenheimer and D. Rothery, Open Univ; B. van Wyk de Vries, O. Castellon, and L. Urbina, INETER.
04/89 (SEAN 14:04) Strong fuming
During fieldwork 24 March, fuming obscured the interior of the summit crater. Most of the gas appeared to originate below a step in the crater's inner NE wall. A zone of weak fumaroles about 30 m below the rim on the inner E crater wall had a maximum surface temperature of 42°C (measured by an 8-14 micrometer bandpass infrared thermometer from a distance of about 300 m), suggesting gas temperatures of around 100°C.
Information Contact: C. Oppenheimer, Open Univ.
02/91 (BGVN 16:02) Weak gas emission but fumaroles obscured by clouds
"Ascents of the volcano in February 1990 revealed very low levels of gas emission. The gas escaping at crater level had a very weak sulfur smell. The exact location of the fumaroles in the crater is not known because cloud cover is nearly constant. Observations of the crater during the year from the base of the volcano did not detect any change. Loud noises were reported occasionally by local inhabitants. The most likely explanation for them is large rockfalls in the SW gully (300 m deep)."
Information Contacts: B. van Wyk de Vries, O. Castellón, A. Murales, and V. Tenorio, INETER.
51
03/93 (BGVN 18:03) Detailed description of crater
"On 10 January geologists climbed Concepción in unusually clear conditions, allowing a survey of the summit crater (figure 2). The crater is almost circular, 300 m in diameter and about 250 m deep. The upper part has a funnel shape, which descends into a pit crater. The N and E sides have a break in slope half way down; the SW side is a vertical cliff. This cliff is the head scarp of a landslide that fell into the crater in December 1992, forming a 100-m-wide scree slope infilling part of the pit crater. A 30-m-wide elliptical area plastered with yellow sulfur and containing two small sulfur mounds is at the lowest point.
Figure 2. Map of the crater area of Concepción volcano made from observations 10 January 1993. Contours are approximate and represent height below the summit (about 1,700 m above sea level). The white area within the older crater rim contains pyroclastic deposits. Courtesy of B. van Wyk de Vries.
"The summit morphology and crater shape have changed considerably since the pre-1957 eruption topographic map, which shows a broad 600-m-wide summit plateau with a 200-m-diameter crater. Now the summit is marked by a steep cone with a slope of 30-40°, and a knife-edged crater rim. Altered red lava below 1957 pyroclastics in the deep gullies to the W probably represent the pre-1957 surface and indicate that the present summit is 50-100 m higher than the spot height of 1,610 m surveyed before the 1957 eruption. If this interpretation is correct, Concepción could be the highest volcano in Nicaragua.
"Lava flows exposed in the crater walls and on the W flank are associated with copious semi-welded and welded pyroclastics and breccia. A prominent thick dyke on the NE side of the crater has the same strike as one of the historical lava
52
flows, which it appears to have fed. Fractures running at 20°N cut the crater bottom near the sulfur mounds and on the N and SW walls. The strike is similar to fractures observed on the SW flank of the volcano, which are responsible for the formation of the deep SW gully. Other fractures in the crater are N-oriented (figure 2), some extending as far as the N flank of the cone, where they have fumarolic activity. These fumaroles are visible from the base of the volcano and have been periodically observed since 1986 (11:05). Fumarolic areas with yellow-grey sulfur are also found around the crater walls. The most active fumaroles, however, are at the base of the pit crater, either on the sulfur mounds or along the 20°N-oriented fissures. Two moderate fumarolic areas with yellow-gray sulfur are on the S and W walls. No glow was observed from the crater rim, suggesting that no large high-temperature fumaroles were present.
"A local fireman reported ashfall on Alta Gracia (about 5.5 km NE of the summit) in December 1992, and a plume was reported during the same month. These phenomena were probably caused by the crater landslide. Vegetation, almost exclusively 'Sombrilla del Pobre' (Nostoc Gunnera) has begun to re-colonize the upper 200 m of the cone, which was bare in 1990, thus gas and ash emissions have been considerably lower than in the 1980's. However, analyses by Warren Spring Laboratory, UK, of SO2 diffusion tubes placed in the garden of a house in Esquipulas, 8 km E of the volcano, recorded an average SO2 concentration of 60 g/m3, indicating that gas emissions from the crater were sufficient to cause mild fumigation of populated areas downwind.
"Lahars continue to form during rainstorms, with the main loci of activity being the SW gully and the N flank. The road N of the volcano was cut by a lahar in late 1992. Erosion remains rapid on higher slopes, where some gullies had widened by 2-5 m since 1990. The 1957/74 pyroclastic deposits are especially vulnerable to erosion and gully headwalls have almost intersected the crater rim to the N, W, and SW in the last two years. Rapid erosion of these deposits probably constitutes much of the source for the laharic material to the N and W of the cone. The towns of San Jose del Sur (6.2 km SSW), San Marcos (5.6 km NNW), and La Flor (5.3 km NW) are in a particularly dangerous situation because they are in the paths of lahars descending these gullies. The fracture system in the crater walls could be a potential conduit for a future lava eruption that would flow toward the town of San Jose del Sur."
Information Contacts: Andrea Borgia, Instituto Nazionale di Geofisica, via di Vigna Murata 605, 00143 Roma, Italy; B. van Wyk de Vries, Open Univ; Peter J. Baxter, Dept of Community Medicine, Fenner's, Gresham Road, Cambridge, England.
11/94 (BGVN 19:11) Fumarolic activity persists
53
The fumarole at 1,550 m elevation directly N of the crater, observed in January and April 1993, remained active in November 1994. The fumarole was located on a crescentic fault with a downthrow to the N, which is probably related to outward/downward movement on the N flank. Clouds obscured most of the fumarole sites during a crater visit in April 1994; those seen had not changed since 1993. A 20-point deformation survey network was installed from 13 November to 27 December 1994 to measure spreading rates (van Wyk de Vries and others, 1993). The network will also be used for general monitoring.
Reference: van Wyk de Vries, B., Brown, G.C., and Borgia, A., 1993, Spreading at Concepcion volcano, Nicaragua (abs.), in EOS, Abstracts of the American Geophysical Union, 1993 Fall Meeting, San Francisco.
Information Contacts: B. van Wyk de Vries, Open Univ; Pedro Hernandez, INETER.
07/97 (BGVN 22:07) Four small fumaroles active on 30 May
Open University researchers reported that "On 30 May, four small fumaroles 50 m N of the crater rim were active."
Information Contacts: Benjamin van Wyk de Vries, Department of Earth Sciences, The Open University, Milton Keynes MK7 6AA, United Kingdom (Email: [email protected]; URL: http://exodus.open.ac.uk/volcano/uk_groups/open_volcano.html).
02/00 (BGVN 25:02) Explosions from the crater cause ashfall in late December
Starting around dawn on 23 December, INETER registered low-amplitude seismic tremor at the seismic station located at the foot of Concepción. The seismic signal grew gradually and every few minutes small earthquakes were observed. Due to the increasing seismicity, at 1315 on 24 December INETER informed Civil Defense in Managua of the activity and recommended taking precautions for volcanic gases, ashfall, and, in the event of rain, for lahars or mudflows.
On the morning of 27 December INETER received reports from Lacsa and Aviateca airlines that their pilots had observed emission of material from Concepción rising ~300 m above the crater. Residents of Moyogalpa (at the W foot of the volcano) confirmed moderate activity. Minor amounts of gas and volcanic ash blew towards Moyogalpa.
54
INETER specialists conducted fieldwork around the volcano on 28 December and confirmed the occurrence of low-level eruptive activity based on their own observations and descriptions by local residents. Activity was characterized by sporadic gas explosions from the crater that ejected small amounts W-blown ash. The seismic instrumentation indicated constant tremor with rare volcanic earthquakes related to the crater explosions.
The level of seismicity had decreased by the morning of 29 December, and continued to decline through 1000 on the 30th. Although volcanic activity had also diminished, an explosion at 1600 on 29 December caused ashfall as far as San Jorge (also known as Rivas, a town 25 km SW of Concepción).
Some pilot reports received on 27 December also indicated possible activity from the adjacent Maderas volcano, which has no known historical activity. INETER observers were unable to confirm these reports during fieldwork in the area. However, another seismic station was installed on Ometepe Island in the SW zone of Maderas, which should help to confirm or refute any future reports of Maderas activity. Information Contacts: Wilfried Strauch and Virginia Tenorio, Dirección General de Geofísica, Instituto Nicaragüense de Estudios Territoriales (INETER), Apartado 1761, Managua, Nicaragua (URL: http://www.ineter.gob.ni/; Email: [email protected]).
09/00 (BGVN 25:09) No activity through April following December 1999 eruption
After the eruptive activity of December 1999 (Bulletin v. 25, no. 2), seismicity dropped to low levels and the volcano remained quiet. During January only 24 seismic events were registered, followed by nine events in February, nine in March, and 20 in April. Seismic tremor levels also stayed low.
Information Contacts: Wilfried Strauch and Virginia Tenorio, Dirección General de Geofísica, Instituto Nicaragüense de Estudios Territoriales (INETER), Apartado 1761, Managua, Nicaragua (URL: http://www.ineter.gob.ni/; Email: [email protected]).
55
REPORTES RECIENTES DEL INETER DISPONIBLES EN LA RED
Instituto Nicaragüense de Estudios Territoriales COMUNICADO VULCANOLOGICO No.1
Reactivación del Volcán Concepción, Isla de Ometepe
Desde la madrugada del 23 de diciembre, INETER observó un tremor sísmico de baja amplitud en la estación sísmica al pie del Volcán Concepción. La señal sísmica creció paulatinamente y cada cuantos minutos se observaron pequeños sismos. Por eso, el 24 de diciembre, a las 11:15 pm hora local, el sismólogo de turno de INETER informó a Defensa Civil en Managua sobre esta actividad. Hasta ayer, INETER no había obtenido confirmación adicional sobre una actividad volcánica en esta zona.
Hoy, en la mañana, recibimos reportes de las aerolíneas Lacsa y Aviateca, que sus pilotos han observado salida de material del volcán Concepción y, sorprendentemente, también del volcán Maderas. El material sube a alturas de aproximadamente 300 m sobre el borde del cráter. Desde Moyogalpa recibimos llamadas de la población que confirman la actividad del volcán Concepción. Gases y ceniza volcánica se mueven con el viento hacia el sector de Moyogalpa. Por el momento la intensidad de la actividad clasificamos como moderada.
La reactivación del Volcán Concepción no es completamente inesperada porque es uno de los volcanes más activos de Nicaragua (la última actividad de importancia ocurrió en el año 1986) y con la señal sísmica INETER logró indicar el inicio del movimiento antes del comienzo de la erupción (como en varias ocasiones en otros volcanes de Nicaragua). Por otro lado, una actividad en el Maderas sería un evento importante porque este volcán classifica como dormido. No ha presentado señales de actividad volcánica en tiempos históricos. INETER no tiene estación sísmica en este volcán y por el momento no existe información instrumental para verificar la supuesta activación del Maderas.
Dado que la moderada actividad volcánica en los volcanes San Cristóbal y Telica continua se encuentran ahora tres (tal vez cuatro) volcanes en actividad. Esta paralelidad en sí no es alarmante, han ocurridos situaciones similares en la historia de Nicaragua - sin causar desastres. Recomendamos que Defensa Civil y autoridades locales en Ometepe tomen las medidas de precaución necesarias para enfrentar la afectación por gases, ceniza volcánica y - si se dan lluvias - también de deslizamientos.
INETER continua con la vigilancia permanente e informará sobre el desarrollo de esta actividad volcánica. Mañana, 28 de diciembre, INETER enviará un grupo de especialistas hacia la Isla de Ometepe para vigilar de cerca los procesos volcánicos en esta zona. Una de las tareas más importantes de este grupo será la confirmación, o no, de la actividad en el volcán Maderas.
Managua, 27 de diciembre de 1999, 07:00 PM.
56
Instituto Nicaragüense de Estudios Territoriales COMUNICADO VULCANOLOGICO No.2
Actividad eruptiva del Volcán Concepción, Isla de Ometepe
El grupo de especialistas de INETER que trabajó hoy en la zona del Volcán Concepción confirmó en base a propias observaciones y a información de la población local, que dicho volcán se encuentra en una fase de baja intensidad eruptiva. Esta se caracteriza por esporádicas explosiones de gases en el cráter que lanzan pequeñas cantidades de ceniza volcánica. Algunos pobladores reportaron haber sentido la caída de pequeñas cantidades de ceniza al Oeste del volcán. La señal sísmica presenta un nivel de tremor sísmico constante, raras veces se registran sismos volcánicos relacionados con las explosiones en el cráter.
No se pudo verificar actividad volcánica alguna en el Volcán Maderas. No obstante, INETER comenzó con la instalación de una estación sísmica telemétrica en la zona Suroeste del volcán, que ayudará a eliminar cualquier duda al respeto.
Managua, 28 de diciembre de 1999, 07:00 PM.
Instituto Nicaragüense de Estudios Territoriales COMUNICADO VULCANOLOGICO No.3
Actividad eruptiva del Volcán Concepción, Isla de Ometepe
Desde ayer, al nivel del tremor sísmico en volcán Concepción se ha reducido y consideramos que la actividad eruptiva ha disminuido.
Hoy, INETER comienza con la instalación de otra estación sísmica en Ometepe, en la zona del Volcán Maderas.
INETER seguirá vigilando la actividad en los volcanes de Ometepe y reportará cualquier evento de importancia.
Managua, 29 de diciembre de 1999, 10:30 AM.
57
Instituto Nicaragüense de Estudios Territoriales
COMUNICADO VULCANOLOGICO No. 4 Actividad eruptiva del Volcán Concepción, Isla de Ometepe
El tremor sísmico en el volcán Concepción ha mostrado, en las ultimas 24 horas tendencia decreciente. Ayer a las 4 pm hubo una explosión que expulso ceniza que cayó en un amplio sector que ha alcanzado a San Jorge (Rivas). Después de eso no ha habido otra manifestación importante.
INETER, para incrementar la capacidad de vigilancia en la Isla de Ometepe, ha procedido a instalar una estación sísmica en el volcán Maderas, en el Centro Biológico.
INETER seguirá vigilando la actividad en los volcanes de Ometepe y reportará cualquier evento de importancia.
Managua, 30 de diciembre de 1999, 10:00 AM.
58
Amenaza Volcánica FLUJOS DE LAVA
Origen de los magmas y flujos de lava Los productos de los volcanes se originan a diferentes profundidades en el interior del planeta. La Tierra está compuesta de varias capas generadas por las diferencias en el estado físico de sus materiales (sólido, líquido o transicionales), a las diversidades químicas de éstos, o bien, a las variaciones combinadas del estado físico y la composición química. Así, se conoce de la existencia de los núcleos interno y externo, del manto y de la corteza, con diferencias físicas importantes entre ellas. En la parte externa del manto superior existe una zona donde los materiales se comportan de manera plástica, es decir, cuando se le aplican esfuerzos se deforman, ésta es la astenosfera. En cambio, en la región que está encima de ella, la litosfera, las rocas se rompen.
La litosfera suele ser muy gruesa debajo de los continentes y muy delgada debajo de los océanos. Debido a las diferencias físicas entre la litosfera rígida y la astenosfera deformable, la primera se rompe en grandes trozos, los cuales conocemos con el nombre de placas tectónicas. La superficie del planeta está dividida en placas, y en las zonas donde éstas interactúan, por ejemplo chocando, se da subducción, proceso en que la placa más densa se hunde debajo de la menos densa. Es así que se originan los volcanes.
El volcanismo sólo ocurre cuando se presentan las condiciones de presión y temperatura necesarias para generar la deshidratación de las rocas subducidas, cuyos fluidos, posteriormente, serán los que generen la fusión parcial de las rocas circundantes y, de este modo, surgirán los magmas.
La placa de Cocos choca con la placa del Caribe en la zona de la Trinchera Mesoamericana, y esto origina la Cadena Volcánica de Nicaragua, donde se encuentran los volcanes como el Concepción, las calderas como la de Masaya y los pequeños volcanes monogenéticos como los del lineamiento Nejapa - Miraflores.
Los magmas en su zona de origen son cuerpos conformados por un material que contrasta en densidad con las rocas que los rodean. Por ello, ascienden atravesando el manto superior y la corteza hasta llegar a la superficie.
La lava es el producto más familiar de la actividad volcánica y consiste en corrientes de roca fundida producidas cuando el magma alcanza la superficie de la corteza a través de los conductos de los volcanes o bien por medio de fisuras. La salida del magma se inicia con su adición a una cámara, produciendo que la presión del fluido total de la cámara magmática exceda el esfuerzo mínimo principal de la roca encajonante llevando al rompimiento del techo de la cámara magmática y a la salida del magma.
El mayor riesgo relacionado a flujos de lava es el daño parcial o destrucción total por enterramiento, trituración o incendio, de todo lo que éstas encuentran a
59
su paso. Sin embargo, flujos relativamente grandes probablemente pueden cubrir áreas de algunos cientos de kilómetros cuadrados. La mayoría de los flujos se mueven lentamente permitiendo que la gente pueda moverse fácilmente y colocarse fuera de su alcance.
Amenaza por flujos de lava en el volcán Concepción. El mayor número de eventos eruptivos que ha ocurrido durante tiempos históricos en el volcán Concepción es el de flujos de lava de composición basáltica a andesítica.
Con base en los trabajos de campo realizados y tomando en cuenta los mapas geológicos generados, se pueden identificar las zonas más probables de origen de un flujo de lava, tal como se muestra en el mapa de amenazas. A partir del cráter se pueden presentar las emisiones de lava centrales, las cuales serían emitidas de manera preferencial hacia el oeste debido a que el cráter se encuentra inclinado en esa dirección. No obstante, las lavas pueden en su momento, ser emitidas en forma radial al cono, proceso que ha hecho crecer al volcán desde sus inicios.
Por otra parte, las lavas podrían ser emitidas también, a partir de fisuras con tendencia predominante norte-sur y prácticamente a partir de cualquier nivel del volcán. Adicionalmente, podría ser emitidas a partir de otras fisuras con disposición quasi radial, aunque las zonas con menor probabilidad para que esto se dé, son las zonas oriental y occidental.
Las simulaciones por computadora se realizaron en forma radial y tomando en cuenta la posibilidad de que algunos flujos de lava pudieran surgir a partir de fisuras o fracturas en las partes medias e inferiores del edificio volcánico.
Los alcances de las lavas son variables, pero con mayor frecuencia se detienen
alrededor de la altitud 200-300 m, aunque los flujos de lava más voluminosos llegan hasta el lago (Tabla 1).
60
Tabla 1. Características de algunos flujos de lava observados en el volcán Concepción.
Fecha Dirección
Alcance (km)
Desnivel (m)
Pendiente (°) Observaciones
Febrero de 1883 Norte 0.01 1600 45 El flujo viajó hacia San
José del Norte 12 de Diciembre de 1921 Norte 4 1600 45 El flujo de lava se dirigió
finalmente al noreste 13 de Diciembre de 1921 Sur 5 1605 45 El flujo se dirigió hacia
San José del Sur
11 de Enero de 1945 Nor-noreste 2 1600 45
10 de Agosto de 1945 Oeste 2 1600 45
Los flujos se dirigieron a San Marcos causando destrucción. Se obstaculizó el paso a Altagracia.
25 de Abril de 1955 Oeste 2 700 45 Los flujos de lava se dirigieron finalmente al norte del volcán
20 de Abril de 1957 Este 4 1600 45 Los flujos de la lava viajaron también hacia el norte y oeste del volcán
PROYECTILES BALÍSTICOS
Las erupciones explosivas. Los magmas ascienden atravesando el manto superior y la corteza hasta llegar a la superficie, y salen de manera efusiva –es decir, como flujos de lava– o explosiva –la cual provoca nubes de material fragmentado, denominado de manera genérica como tefras o piroclastos.
Las tefras son fragmentos de roca y lava expulsados hacia la atmósfera como producto de una erupción explosiva y que caen posteriormente sobre la superficie terrestre. Su tamaño puede variar desde ceniza (menos de 2 mm) y lapilli (de 2 a 64 mm) hasta bloques y bombas (más de 64 mm) que pueden alcanzar diámetros de varios metros. La densidad de la tefra varía de baja en el caso de la pómez y escoria vesiculares, hasta cristales y fragmentos líticos muy densos. El material puede ser de tipo juvenil (formado a partir de magma involucrado en la erupción) o de tipo accidental (formado de rocas preexistentes).
Durante las erupciones explosivas, las partículas son transportadas hacia arriba por medio de columnas eruptivas. Sin embargo, las tefras más grandes y
61
densas son expulsadas siguiendo trayectorias balísticas, muy cercanas a las trayectorias de tiro parabólico debido a la fuerza de gravedad, pero modificadas debido a la fuerza de arrastre del aire, la cual disminuye el alcance de las partículas y provoca que el impacto sea más vertical. Para calcular el efecto de esta fuerza hay que considerar la densidad del aire, la forma de la partícula, la altura del cono, la forma del cráter, entre otras. Los proyectiles balísticos abandonan el cráter a velocidades que varían de decenas a centenares de metros por segundo, y sus trayectorias no son afectadas por la dinámica de la columna eruptiva.
Con fuerza de arrastre. Sin fuerza de arrastre.
Alcance y efectos de los productos balísticos. El alcance de los proyectiles balísticos depende de la magnitud de la explosión que les dio origen, aunque difícilmente tienen un alcance superior a 10 km. Sin embargo, éstos representan un peligro para la vida y las propiedades por la fuerza de impacto con la que caen y por sus elevadas temperaturas. El peligro de impacto por grandes fragmentos es máximo cerca del cráter y decrece al incrementarse la distancia desde el mismo.
Las velocidades típicas de impacto van desde 300 hasta 500 km/hr. Esto implica que las personas puedan sobrevivir la caída de proyectiles pequeños (menores que 3 cm) en refugios especiales, pero no de balísticos grandes ya que pueden afectar incluso construcciones sólidas (por ejemplo un balístico de 30 cm de diámetro que cae a una velocidad de 500 km/hr tiene una energía de impacto igual a la del choque de un automóvil de una tonelada moviéndose a 100 km/hr).
Los balísticos al momento del impacto representan un peligro también debido a que su temperatura puede ser superior al punto de ignición de la vegetación, lo cual puede provocar incendios en regiones cercanas al volcán.
Además de los peligros mencionados, se encuentra la amenaza para la aeronavegación pues las altas velocidades de los proyectiles hace que alcancen grandes alturas en muy pocos segundos y su impacto con aeronaves puede ser de consecuencias fatales.
62
Mapa de Peligros por caída de productos balísticos del volcán Concepción. El peligro volcánico se define como la probabilidad de que un área determinada sea afectada por procesos o productos volcánicos potencialmente destructivos en un intervalo dado de tiempo. El mapa presenta las áreas máximas aproximadas que pueden ser alcanzadas por los proyectiles balísticos lanzados por el volcán Concepción de acuerdo a diferentes escenarios explosivos que están basados en parámetros de energía observados en erupciones de otros volcanes. Para cada escenario se consideró el ángulo de máximo alcance, el diámetro con el cual los balísticos tienen un mayor alcance y un viento favorable de 20 m/s para todas las direcciones, además de la topografía del volcán. Para el caso de erupciones en conos secundarios se consideró el escenario de peligrosidad alta y las condiciones de máximo alcance. El mayor alcance obtenido considerando un viento favorable de 20 m/s es de 1.9 km y sin viento es de 1.6 km.
En el análisis de amenaza por proyectiles balísticos que se muestra en el mapa, se incluye el perfil de los alcances verticales máximos para los mismos tres escenarios de energía explosiva, considerando para cada uno de ellos diferentes ángulos de salida de los proyectiles balísticos. Escenarios explosivos considerados para el mapa de peligros por caída de
productos balísticos del Volcán Concepción.
Peligrosidad Referencia Energía (kJ) Alcance máximo
(km)
Altura máxima
(km) Alta (rojo) Parícutin 770 2.6 2.8 Media (naranja) Popocatépetl,1998 2700 3.2 3.0
Baja (amarillo) Arenal, 1968 120000 5.8 5.0
Esta figura muestra los alcances verticales por proyectiles balísticos, de acuerdo con los tres escenarios considerados.
63
De esta manera, los tres escenarios plasmados en el mapa permiten tener una percepción espacial del área que puede ser afectada por la caída probable de balísticos. En el caso más probable y por tanto de mayor peligro, el área de afectación se señala en color rojo. En el caso menos probable y por tanto de menor peligro, correspondiente a los eventos explosivos esperados con mayor magnitud, el alcance es mayor y el área de afectación se muestra en color amarillo. En este caso, se incluyen diversas poblaciones dentro de esta área. La zona de peligrosidad intermedia se muestra en color naranja.
El mapa permite, mediante esta distinción de áreas de posible alcance, identificar las áreas de afectación según los diferentes escenarios, lo cual es útil en la planeación de las acciones a llevar a cabo en caso de contingencia.
LLUVIA DE TEFRAS
Columnas y nubes de piroclastos. Durante las erupciones volcánicas explosivas, las partículas (fragmentos de roca denominados tefra o piroclastos) son transportadas hacia arriba por medio de columnas eruptivas, las cuales consisten de una zona inferior de empuje por gases, y una zona superior convectiva. Una columna eruptiva continuará ascendiendo por convección hasta que su densidad sea igual a la de la atmósfera circundante. Luego sufrirá una expansión lateral, pero también continuará ascendiendo debido a la inercia, y formará una amplia nube en forma de paraguas, que juega un papel importante en el transporte de tefras o piroclastos. En esta región, los vientos actúan sobre las cenizas más finas y las transportan en la dirección en que soplan con una velocidad de acuerdo con su intensidad. Así se forma una nube de cenizas que puede viajar por varios kilómetros e incluso por miles de kilómetros
Una vez que una nube de cenizas se extiende a favor del viento, la zona de influencia por la precipitación de piroclastos se extiende, aunque las tefras más gruesas se precipitan cercanamente al volcán, mientras que las cenizas finas se precipitan a mayores distancias. Las cenizas más finas, con tamaños de decenas a centenas de micrómetros (10 mµ = 0.01 mm) son las que viajan a distancias más grandes. Consecuencias de la caída o lluvia de tefras. Los depósitos de caída de tefra típicamente cubren la superficie preexistente del terreno con una capa de espesor casi uniforme en una zona dada de relieve bajo a moderado. En un terreno escarpado, la remoción de las tefras durante e inmediatamente después de la deposición puede conducir a cambios pronunciados en el espesor. Cambios en la energía de la columna eruptiva, la composición del material emitido, y la dirección y velocidad del viento producen variaciones en las capas sucesivas.
La caída de tefras es una amenaza para la vida y las propiedades por:
• enterramiento
64
• formación de una suspensión de partículas de grano fino en el agua y aire
• el transporte de gases nocivos, ácidos, sales y en las cercanías el calor. La lluvia de tefra constituye el peligro directo de mayor alcance derivado de
erupciones volcánicas. El enterramiento por tefra puede provocar el colapso de los techos de edificios,
destruir líneas de transmisión de energía y comunicaciones, y dañar o acabar con la vegetación. La tefra seca y no compactada tiene densidades que varían entre 0.4-0.7 g/cm3, mientras que la tefra húmeda y compactada alcanza valores de densidad de hasta 1 g/cm3. De esta manera, la carga impartida por una capa de caída de tefra de 10 cm de espesor puede variar de entre 40-70 kg/m2 para tefras secas y hasta 100-125 kg/m2 para tefras húmedas. La humedad también incrementa la cohesión de la tefra.
Los efectos del enterramiento sobre la vegetación son muy variables, capas delgadas de tefra pueden causar daños dependiendo de las especies vegetales, la época del año y de la etapa de crecimiento de la planta.
La caída de tefra puede causar incendios, tanto por rayos generados en las nubes eruptivas, como por fragmentos incandescentes. En ciertos casos, incluso a varios kilómetros del cráter, los depósitos de caída de tefra pueden ser tan calientes que los fragmentos pueden quedar soldados entre sí.
Cuando la tefra se dispersa sobre una cuenca hidrográfica, ésta puede inducir cambios importantes en las relaciones precipitación/escorrentía. Depósitos de cenizas finas con una baja permeabilidad llevan a un aumento en la escorrentía, a una erosión acelerada y a un ajuste en los canales de los ríos. Por el contrario, depósitos potentes de tefra de grano grueso pueden incrementar la capacidad de infiltración y prácticamente eliminar la escorrentía.
La suspensión de partículas de grano fino en el aire afecta la visibilidad y la salud (especialmente a personas con problemas respiratorios) y puede estropear maquinaria desprotegida (especialmente motores de combustión interna). El transporte aéreo, ferroviario y en carreteras es especialmente vulnerable. Depósitos delgados de pueden causar graves daños a servicios comunitarios críticos como centrales de generación eléctrica, plantas de bombeo, sistemas de drenaje y plantas de tratamiento de aguas. La ceniza fina puede producir cortocircuitos en las líneas de transmisión. Adicionalmente, las comunicaciones se pueden ver afectadas por daños en las líneas telefónicas y estaciones transmisoras de radio y televisión, y por desórdenes de tipo eléctrico causado por rayos. La oscuridad producida durante el día por las caídas de tefra puede persistir hasta varios días, puede causar pánico y complicar otros problemas. Finalmente, la aeronavegación puede ser afectada seriamente debido al peligro de paro de turbinas al incursionar una nave en medio de una nube de cenizas, las cuales son indetectables por medio de radar, por su similitud a la distancia con nubes meteorológicas y a la capacidad de viajar por miles de kilómetros.
Amenaza por caída de tefras procedentes del volcán Concepción. La estratigrafía parece estar influenciada por los patrones de viento. Depósitos de tefra
65
dominan el sector occidental, mientras que las lavas se observan con más frecuencia en el sector oriental del cono
En épocas recientes no ha habido erupciones con magmas dacíticos, se esperaría que los eventos explosivos fuesen similares a los que han ocurrido recientemente, es decir de explosiones de carácter estromboliano a vulcaniano que produzcan materiales de composición basáltico-andesítico. De acuerdo con trabajos previos, los espesores máximos esperados en Moyogalpa serían de 50 cm.
De acuerdo con comentarios provenientes de habitantes de la región de Rivas, localizada al otro lado del lago y a favor del viento, las cenizas han llegado a precipitarse en la zona y tal vez unas decenas de kilómetros más al oeste-suroeste para un total de cerca de 100 km de área de influencia.
Eventos explosivos ocurridos en el volcán Concepción.
Fecha Evento Tipo Materiales Dirección (°)
Alcance (km) Observaciones
02/01/1883 explosión estromboliana cenizas y bloques 250 18 Las cenizas se depositaron en Moyogalpa
11/10/1885 explosión estromboliana bloques y cenizas 250 4 Las cenizas se depositaron en Moyogalpa
01/21/1886 estromboliana cenizas y bloques 250 4 Las cenizas se depositaron en Moyogalpa
08/07/1908 explosión estromboliana cenizas 250 4 Las cenizas se depositaron en Moyogalpa, se sintieron temblores
12/12/1921 explosión estromboliana cenizas y bloques 250 7 Las cenizas se depositaron en toda la Isla, se sintieron temblores
07/07/1923 explosión cenizas 250 7 Las cenizas se depositaron en Moyogalpa
15/04/1925 explosión estromboliana cenizas 250 7 La columna de cenizas se observó desde Chontales
26/01/1928 explosión estromboliana cenizas y bloques 250 25 Las cenizas se depositaron en Belén y Rivas, se sintieron temblores
20/12/1944 explosión estromboliana cenizas 270 4 Las cenizas se depositaron hacía Los Angeles
11/01/1945 explosión estromboliana cenizas 180 5 Cenizas, bombas y bloques se depositaron en la cima del volcán.
29/08/1951 explosión cenizas 250 3 Pequeñas explosiones de cenizas, se sintieron temblores
18/12/1952 explosión cenizas 250 2 Pequeñas explosiones de cenizas que se reducen al cráter
25/04/1955 explosión estromboliana cenizas y bloques 210 25 Las cenizas alcanzaron Rivas y Belén
20/03/1957 explosión sub-pliniana cenizas y bloques 270 30 Las cenizas cubrieron el territorio de Rivas y alrededores, se sintieron temblores
30/11/1961 desgasificación gases y cenizas 270 2 Se observaron plumas densas de gases y pequeñas explosiones de cenizas
12/02/1974 explosión gases y cenizas 270 3 Las explosiones de cenizas fueron muy pequeñas y esporádicas.
20/04/1977 explosión cenizas 270 3 Abundante salida de gases, se sintieron temblores
15/03/1978 explosión desgasificacion y cenizas 270 4 Pequeñas explosiones de cenizas
07/03/1982 explosión desgasificacion y cenizas 270 4 Poca salida de cenizas
10/11/1982 desgasificación desgasificación 270
08/04/1983 explosión cenizas 250 5 Se sintieron temblores
66
Patrones de viento. Con el fin de conocer mejor las áreas de influencia de las nubes de cenizas del volcán Concepción se realizó un análisis de los patrones de viento utilizando los datos meteorológicos disponibles, por mes y por año, para diferentes altitudes. Eventos explosivos en las márgenes del edificio volcánico. Los fenómenos explosivos en fracturas asociadas a un edificio volcánico pueden derivar en la acumulación de tefras que lleguen a construir un edificio volcánico parásito o cono cinerítico adventicio.
Los peligros asociados con la construcción de conos adventicios son los mismos que para un volcán mayor, sólo que el alcance de los productos suele ser menor, en el caso de explosiones estrombolianas.
La aparición de un cono nuevo implicaría el sepultamiento de la zona donde éste tenga su nacimiento y las zonas aledañas sufrirían los efectos del sepultamiento por cenizas en zonas que podrían se de 25 km2 o más.
Amenaza por construcción de edificios parásitos en el volcán Concepción. Volcanes como el Concepción llevan a cabo su actividad eruptiva explosiva, no solamente a partir del conducto central, sino además, a partir de conductos o fisuras laterales.
Los trabajos de campo y la cartografía geológica muestran que se pueden desarrollar nuevos conos cineríticos en zonas cercanas a lineamientos norte-sur en los sectores norte y sur del volcán Concepción.
FLUJOS PIROCLÁSTICOS
Origen de los flujos piroclásticos. Los flujos piroclásticos son mezclas secas y calientes (300oC a 800oC) de escombros piroclásticos y gases que se movilizan
67
a ras de la superficie a velocidades que varían en un rango de 10 a varios cientos de metros por segundo. Un flujo se compone de dos partes: a) un flujo basal, denso y ceñido al piso, y b) una oleada en forma de nube turbulenta de ceniza que precede o cabalga sobre el mismo. Nubes convectivas de ceniza también pueden estar asociadas a flujos piroclásticos y forman un depósito de caída de tefra.
Los flujos piroclásticos se forman de varias maneras:
• por colapso gravitacional de columnas eruptivas de gran altura
• a partir de columnas eruptivas de poca altura que se derraman sobre el filo del cráter y que pueden preceder el desarrollo de una columna eruptiva de gran altura.
• por la destrucción gravitacional o explosiva de domos lávicos y flujos de lava calientes.
Una vez que el flujo se inicia, varios procesos lo sustentan, uno de ellos es el de la fluidización parcial del flujo por medio del escape de gases. Los gases contenidos en el flujo provienen de:
• la desgasificación de los piroclastos en el flujo
• aire y gases magmáticos atrapados durante la formación del flujo
• aire recogido durante el avance del frente del flujo
• vaporización del agua de superficie Los flujos piroclásticos presentan una amplia gama en composición y
temperatura, volumen y tasa eruptiva, lo cual se manifiesta en el amplio rango de extensiones que pueden alcanzar.
Dependiendo de su composición, varía su movilidad, flujos piroclásticos de bloques y cenizas son de baja movilidad y generalmente están restringidos a pocas decenas de kilómetros de los centros de emisión. Por el contrario, flujos piroclásticos pumíticos compuestos principalmente por lapilli y ceniza pueden extenderse hasta 200 kilómetros de distancia de su centro de emisión y cubrir miles a decenas de miles de kilómetros cuadrados.
La inercia impartida a los flujos piroclásticos pumíticos de gran volumen, por su masa y velocidad, pueden sobrepasar barreras topográficas de cientos de metros de altura por lo que tienen la capacidad de afectar áreas que yacen fuera de las cuencas hidrográficas cuyas cabeceras apuntan hacia al el volcán que los origino.
Debido a su masa, alta temperatura, alta velocidad y gran energía potencial presentan una amenaza de muerte por asfixia, enterramiento, incineración e impacto. Además de estos efectos directos, los flujos piroclásticos se pueden mezclar con agua superficial para formar lahares y torrentes, que pueden causar graves daños valle abajo. Los flujos piroclásticos también son capaces de
68
generar incendios, los cuales pueden extenderse mucho más allá de los límites del flujo mismo.
Amenaza por flujos piroclásticos en el volcán Concepción. De acuerdo con la información disponible y tomando en cuenta las observaciones de campo, la producción de flujos piroclásticos es uno de los escenarios más improbables debido a que no existen depósitos relacionados o bien, se han observado en contadas ocasiones en el pasado. El 20 de marzo de 1957 los flujos piroclásticos viajaron a 15 km/hr y alcanzaron 3 km desde la cima, los pobladores de Moyogalpa y San José del sur abandonaron la isla.
No obstante, se presentan una serie de simulaciones que permiten tener una idea de los posibles alcances de flujos piroclásticos de bloques y cenizas, que serían los más probables de ocurrir, pero también se consideran el escenario del eventual colapso de una columna pliniana-subpliniana..
Las simulaciones por computadora se realizaron en forma radial y tomando en cuenta tres escenarios de peligrosidad.
Oleadas piroclásticas. Son dispersiones gas-sólido, turbulentas, bajas en concentraciones de partículas, que fluyen sobre la superficie del terreno a altas velocidades. Las oleadas piroclásticas se dividen en dos categorías: oleadas calientes y oleadas frías. Las oleadas piroclásticas calientes son generadas por muchos de los mismos procesos que dan lugar a los flujos piroclásticos; las oleadas piroclásticas frías son generadas por explosiones hidromagmáticas o hidrovolcánicas.
Las oleadas piroclásticas frías, u oleadas basales, se originan en explosiones hidrovolcánicas en las cuales el agua subterránea somera o agua superficial interactúa con el magma. Estas oleadas generalmente contienen agua y/o vapor y se encuentran a temperaturas inferiores al punto de ebullición del agua. Es típico que las oleadas basales se encuentren restringidas a un radio de 10 km de sus centros de emisión.
69
Se forman a partir de dispersiones sólido-gas de baja concentración y por lo tanto son menos controladas por la topografía que los flujos piroclásticos. Si bien los flujos piroclásticos están gobernados por la topografía, las oleadas derivadas de los mismos tienen una movilidad más alta y por lo tanto pueden afectar áreas bastante alejadas de los límites del flujo piroclástico. Oleadas piroclásticas calientes pueden afectar áreas localizadas a varias decenas de kilómetros de los centros de emisión.
Las oleadas piroclásticas representan una serie de peligros, los cuales incluyen destrucción por nubes de ceniza que se mueven a gran velocidad, el impacto de los fragmentos de roca y el enterramiento por depósitos dejados por la oleada. Las oleadas piroclásticas calientes presentan algunos peligros adicionales, como son la incineración, los gases tóxicos y la asfixia. Catástrofes volcánicas notables han sido producidas por el impacto de oleadas piroclásticas calientes: Vesubio, Italia en el año 79 D.C; Mt. Lamington, Papua Nueva Guinea en 1951 y El Chichón, México en 1982.
Debido a sus elevadas velocidades (algunas decenas de m/s) y a su gran movilidad, cualquier escape es imposible una vez que la oleada ha sido generada. El único método efectivo de mitigación es la evacuación de las de las áreas amenazadas desde el inicio de la erupción.
Las explosiones laterales pueden definirse como "expulsiones de tefra de relativamente corta duración, donde la componente lateral del momento es elevado debido a las grandes sobrepresiones que se desarrollan en la boca de emisión", otra definición menciona que "las grandes explosiones dirigidas lateralmente son fenómenos complejos que comparten características de flujos piroclásticos y oleadas, pero que se tratan separadamente debido a que tienen una componente inicial de ángulo bajo y pueden afectar amplios sectores de un volcán de hasta 180 grados y alcanzar distancias de decenas de kilómetros", es importante agregar que estas explosiones se mueven a velocidades excepcionalmente altas (mayores a 100 m/s) y tienen una movilidad muy alta, por lo que casi no les afectan los rasgos topográficos.
Resultan de la despresurización repentina del sistema magmático y/o hidrotermal dentro del volcán, dicha despresurización puede originarse por deslizamientos. Dichos deslizamientos se pueden producir por actividad magmática, responsable del rompimiento de un área de significativa deformación (como en el caso de la erupción del monte Santa Elena en 1980). También la sismicidad es un factor que contribuye al deslizamiento, la actividad freática y la debilidad estructural de un sector del edificio volcánico contribuyen a la generación de explosiones dirigidas.
Las fuentes de amenaza son: el calor (de hasta algunos cientos de grados centígrados), la propagación de ondas de choque, la alta velocidad (mayor a 100 m/s), la mezcla de gases y partículas volcánicas es nociva, la alta movilidad (que provoca que los flujos sobrepasen la topografía preexistente), la dirección de la explosión y una gran zona de afectación (que llega a ser de 50 km de radio en torno a la fuente).
70
El impacto se manifiesta en amplias zonas de afectación (gran alcance), en forma de incendios, daño parcial ó total (derribamiento, abrasión, enterramiento e impacto de escombros) y asfixia. Amenaza por oleadas piroclásticas en el volcán Concepción. Las observaciones de campo muestran que este tipo de eventos son muy posibles de ocurrir, a pesar de que en tiempos históricos no se hayan presentado eventos de este tipo. La existencia de estructuras tipo maar como El Mogote, permiten reconocer la posibilidad de que en el futuro se lleven a cabo eventos explosivos en los bordes norte y sur de la isla con el Lago de Nicaragua, donde se llevarían a cabo este tipo de eventos.
LAHARES
Origen de los lahares. Los lahares son mezclas de detritos rocosos movilizados por agua, que fluyen rápidamente y se originan en las pendientes de los volcanes. Sus propiedades físicas están controladas por el tamaño de los detritos y el contenido de agua. Las velocidades de lahares históricos varían ampliamente debido a diferencias en las dimensiones de los canales, volumen y distribución del tamaño de los detritos. Los lahares del Monte Santa Helena en 1980, tenían velocidades bajas de 1.3 m/s en zonas lejanas y de baja pendiente, pero en las zonas cercanas al volcán con pendientes fuertes llegaban a 40 m/s.
Los lahares incluyen dos tipos de flujos: hiperconcentrados y de escombros. Los flujos hiperconcentrados: son mezclas fluidas de agua y sólidos granulares donde la concentración de partículas sólidas es de 55 a 60% en peso o 35 a 40% en volumen. Los flujos de escombros son mezclas fluidas de agua y sólidos granulares, sumamente viscosas, capaces de transportar partículas del tamaño de la grava y la concentración de partículas sólidas es de 75 a 80% en peso o 55 a 60% en volumen. Un flujo de escombros puede diluirse y transformarse en un flujo hiperconcentrado.
Las áreas de inundación y alcance de un lahar dependen fuertemente de su volumen, tamaño de los detritos, transformaciones durante el flujo y la topografía. Un gran volumen, un alto contenido de arcilla y el confinamiento en un valle angosto favorece el recorrido de grandes distancias; algunos de los lahares históricos han recorrido centenas de kilómetros aguas abajo. Por el contrario, la descarga mayor de lahares con un bajo contenido de arcilla se atenúa rápidamente aguas abajo. Lo mismo ocurre con lahares que se derraman sobre áreas amplias de relieve bajo.
Los lahares pueden ser generados de muchas maneras: En el caso de lahares primarios (asociados con erupciones) 1. Mezcla de escombros de roca y agua en las laderas de un volcán. 2. Explosiones volcánicas que desaguan lagunas cratéricas.
71
3. Aguaceros torrenciales que mezclan agua con tefra recién depositada u otro material no consolidado.
4. Ocurrencia simultánea de tormentas y columnas eruptivas. 5. Flujos piroclásticos al ingresar a ríos e incorporar agua. En el caso de lahares secundarios (asociados indirectamente con erupciones) 6. Lluvia de tefra asociada con un incremento en el coeficiente de escorrentía. 7. Transformación de avalanchas de escombros saturadas en agua. 8. Destrucción repentina de represas formadas por flujos de lava, avalanchas
de escombros, flujos piroclásticos y desbordamiento o derrumbe de bordes cratéricos.
9. Iniciados por sismos. Efectos de los lahares. Los lahares amenazan vida y propiedades tanto en los volcanes como en los valles que los drenan. Debido a su alta densidad y a su velocidad, los lahares pueden destruir a la vegetación, campos de cultivo y obras de infraestructura, o bien, sepultarlos profundamente y rellenar cauces de río. El aumento en la sedimentación puede afectar la capacidad de navegación de algunos canales.
Debido a que los lahares fluyen por los valles, las áreas de mayor peligro pueden ser identificadas fácilmente. Por ejemplo, los lahares pueden viajar grandes distancias valle abajo a gran velocidad, cubriendo grandes áreas con materiales pesados. Al parecer, los lahares son mucho más peligrosos que los flujos piroclásticos, pues aunque se mueven más lentamente y siguen un camino más predecible, el peligro continúa por varios meses después de la erupción. Amenaza por lahares en el volcán Concepción. Las zonas más proclives a ser dañadas por la ocurrencia de lahares son: en el norte San Marcos, Concepción y La Flor, mientras que en el sur, es San Juan.
El trabajo de campo realizado permitió observar que no sólo existen depósitos laháricos que forman grandes abanicos aluviales en el rompimiento de la pendiente, sino además, existen lahares que se han movido a lo largo de los cauces de los arroyos y que casi han alcanzado los límites del lago.
La simulación de lahares realizada por el personal del Servicio Geológico de los Estados Unidos permite reconocer diferentes niveles de amenaza de lahar, los cuales se ajustaron de acuerdo con las observaciones de campo.
COLAPSO ESTRUCTURAL
72
Origen y efectos. El colapso estructural consiste en el desprendimiento súbito de una parte del edificio volcánico debido a factores estructurales. Generalmente ocurre en volcanes con pendientes fuertes, afectados por fallas, con material muy intemperizado o por deformación interna causada por intrusiones.
Las fuentes de peligro pueden ser:
• Sepultamiento
• Formación de flujos laháricos al incorporar agua El colapso de edificios volcánicos está fuertemente influenciado por los patrones
estructurales, particularmente por el campo de esfuerzos existente en la región donde se encuentran los edificios volcánicos. Las zonas más propensas a derrumbarse son aquéllas que están en la dirección de la traza horizontal del esfuerzo mínimo.
La formación repentina de caída de rocas, deslizamientos de roca y avalanchas de escombros, constituyen un gran peligro ya que pueden iniciarse repentinamente y tienen una gran movilidad. El colapso gradual de grandes sectores de un volcán es un proceso menos catastrófico, pero con numerosos peligros asociados.
Un colapso estructural da origen a depósitos de avalancha, los peligros o amenazas son:
• Carga
• Alteración de la topografía preexistente
• Formación de flujos si incorpora agua
• Llevan un gran impulso Las avalanchas de escombros volcánicas tienen mayor movilidad que sus
equivalentes no volcánicas, es decir, que para un volumen y diferencia de cota dados, las avalanchas de escombros volcánicas viajan más lejos. Avalanchas de escombros conocidas llegan a extenderse hasta 85 km desde su fuente de origen y cubren decenas a más de 1000 km2. El impulso adquirido por las avalanchas les permite sobrepasar barreras topográficas de hasta centenares de metros de altura. Adicionalmente, avalanchas de escombros muy grandes (10 km3) parecen ser más móviles que las pequeñas.
Las avalanchas de escombros entierran y destruyen lo que encuentran a su paso y alteran enormemente la topografía. Adicionalmente, pueden generar lahares y crecidas directamente a partir del desagüe de avalanchas de escombros. Éstas también pueden represar ríos y formar lagunas, las mismas que pueden drenarse rápidamente y generar de esta manera lahares y crecientes catastróficos. Amenaza por colapso estructural en el volcán Concepción. El volcán Concepción podría sufrir un colapso estructural a partir del sector occidental, según opinión de Benjamín Wyck van de Vries. Su conclusión se deriva de la interpretación de un posible proceso de expansión en el volcán, aunque no se presume la inminencia de este tipo de eventos en el volcán.
No obstante, es posible que en el volcán estén concurriendo en realidad esfuerzos de tipo tectónico que generan un campo de esfuerzos que afecta al
73
volcán, no sólo en su sector occidental, sino además, el oriental debido a que éstas son las direcciones de la traza horizontal del esfuerzo mínimo.
Para la construcción del mapa de amenaza por colapso estructural es necesario conocer la distribución del campo de esfuerzos en el volcán. De acuerdo con estudios previos el campo de esfuerzos y la deformación asociada pueden describirse como sigue:
Las figuras describen, por una parte la elipse de esfuerzos para la época reciente en el oeste de Nicaragua. Esta elipse indica un estado de esfuerzos transtensional. Adicionalmente, la elipse de deformación indica el tipo de deformación asociada a tales esfuerzos. Ambas gráficas apuntan a que el fallamiento normal tiene una orientación norte sur y que la formación de diques y alineamiento de volcanes tendrían una orientación similar. También indican la naturaleza del fallamiento transcurrente de dirección NE (sinistral) y NW (diestro). Finalmente, se indica la dirección de posibles plegamientos sólo con rumbo E-W.
Las fotografías muestran fallas normales que afectan a depósitos de pómez dacítica y pliegues de sedimentos lacustres, cerca de la ribera del lago. El fallamiento normal corresponde con el estado de esfuerzos prevaleciente en la región. El plegamiento sin embargo, no se adapta a este régimen de esfuerzos, por lo que el plegamiento podría ser una consecuencia de la carga litostática sobre los sedimentos al acumularse los productos volcánicos y el crecimiento del edificio.
Tsunamis. Las avalanchas de escombros que ingresan a una masa voluminosa de agua pueden formar olas gigantes conocidas como tsunamis. Los tsunamis son olas, o trenes de onda de período largo generadas por el desplazamiento súbito de masas de agua. Estas olas atraviesan aguas profundas a gran velocidad en forma de olas anchas y bajas, para luego elevarse considerablemente al acercarse a las playas. Los tsunamis, también pueden ser originados por sismos volcánicos o volcano-tectónicos, explosiones, colapso o hundimiento, deslizamiento, lahares o flujos piroclásticos que entran en cuerpos de agua.
Afectan sobre todo a las regiones costeras, en donde generan daños debido a su gran velocidad y volumen.
74
Amenaza por tsunamis en el volcán Concepción. En caso de verificarse un colapso estructural del sector occidental del volcán, una consecuencia importante sería la producción de tsunamis, primeramente en el sector occidental del Lago de Nicaragua (hasta Granada), aunque la reflexión de las ondas podría afectar posteriormente las riberas opuestas del Lago de Nicaragua. Lo mismo puede inferirse en el caso de un colapso del sector oriental.
Bibliografía Alatorre Ibargüengoitia, M. A., H. Delgado Granados e I. A. Farraz Montes, 2001,
Mapa de peligros por caída de productos balísticos del volcán Popocatépetl, Publicado por el Instituto de Geofísica, U.N.A.M. y el CENAPRED.
Blong, R.J., 1984, Volcanic Hazards: A source book on the Effects of Eruptions, Academic Press, Orlando, Florida, 424 p.
Borgia, A., van Wyk de Vries, B., and Baxter, P., 1993, Detailed description of crater, Concepción, Global Volcanism Newsletter, Smithsonian Institute.
Bower, S.M. y Woods, A.W., 1996. On the dispersal of clasts from volcanic craters during small explosive eruptions. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 73 pp.19-32.
Carey, S., y Sparks, R.S.J., 1986, Quantitative models of the fallout and dispersal of tephra from volcanic eruption collumns, Bull. Volcanol., 48, p. 109-125.
Crandell, D.R., 1971, Postglacial lahars from Mount Rainier volcano, Washington, USGS, Profesional Paper, 677, 75 p.
Cruden, A. R., 1998, The structure of southwestern Nicaragua: a preliminary assessment, en:Geoscientific Research in Nicaragua, editado por:S- Å Elming, L. Widenfalk y Dionisio Rodríguez, Lulea University of Technology, Suecia, pp. 131-146.
Delgado H., A methodology to evaluate sector-collapse-related hazards at volcanoes and assess disaster prevention planning: the case of central
75
Mexico volcanoes. American Geophysical Union Annual Meeting, December 13-17, 1999, pp. F1140-F1141.
Eichelberger, J.C. and Hayes, D.B., 1982, Magmatic model for the Mount St. Helens blast of May 18, J. Geophys. Res., 87, p. 7727 –7738.
Fagents, S.A. and Wilson, L., 1993. Explosive volcanic eruptions- VII. The ranges of pyroclasts ejected in transient volcanic explosions. Geophys. J. Int., 113, p p. 359-370.
Fisher, R.V., 1961, Proposed classification of volcaniclastic sediments and rocks, Geol. Soc. AMER. Bull., 72, p. 1409-1414.
Fisher, R.V., 1971, Features of coarse-grained high-concentration fluids and their deposits, J. Of Sedimentary Petrology, 42, p. 916-927 .
Fudali, R.F. and Melson, W.G., 1972. Ejecta velocities, Magma Chamber Pressure and Kinetic Energy Associated with the 1968 Eruption of Arenal Volcano. Bulletin of Volcanology, 35, pp. 383-401.
Hradecky, E. , 2001 Estudio Geológico y Vulnerabilidad de Amenazas Naturales . Volcán Concepción Isla de Ometepe, 2001
Kieffer, S.W., 1981, Fluid dynamics of the May 18 blast at Mount St. Helens, in The 19809 eruptions of Mount St. Helens, Washington, edited by P.W. Lipman and D.R. Mullineaux, U.S.Geol. Surv. Prof. Paper 1250, p. 379-400.
Miller, C.D., 1989, Potential volcanic hazards from future volcanic eruptions in California, Bull. U.S.G.S, 1847, 17 p.
Morales, A. Recopilación Histórica de los volcanes en Nicaragua, INETER., Marzo 2000, 30 pp..
Navarro, M. 1993 Mapas de Peligro Volcánico Volcán Concepción, 78 pp,. Pierson, T.C., Janda, R:J:; Thouret, J.C. y Calvache M.L., 1986, Initiation,
bulking, and channerl dynamics of catastriphic debris flows on 13 November 1985 at nevado del Ruíz, Colombia, EOS Trans. Am. Geophys. Union, 67, p. 406.
Pierson, T.C. y Scott, K.M., 1985, Dowstream dilution of lahar: transition from debris flow to hyperconcentrated streamflow, Water and Resources Research, 121, p. 1511-1524.
Siebert, L, 1984, Large volcanic debris avalanches-characteristics of source areas, deposits and associated eruptions, Bull. Volcanol.. Geotherm. Res., 22, p. 163-197.
Smith, G.A. y Fritz, W.J., 1989, Volcanic influences on terrestrial sedimentation, Geol. 17, p. 375-376.
Smith, G.A. y Lowe, D.R., 1991, Lahars: volcano-hydrologic events and depsoition in the debris flow-hyperconcentrated flow continuum.
76
Sedimentation in Volcanic Settings, SEPM (society for Sedimentary Geology), Special Publications 45, 59-70 p.
Sparks, R.S.J., 1986, The dimensions and dynamics of volcanic eruptions columns, Bull Volcanol. 48, p. 3-15.
Sparks, R.S.J., y Wilson, L., 1976, A model for the formation of ignimbrite by gravitational column collapse, J. Geol. Soc. London, 132, p. 441-452.
Tilling, R., y Punongbayan, S., 1993, Los peligros volcánicos, WOVO, 125 p. Vallance, J.W., Schilling, S.P., Devoli, G., and Howell, M.M., 2001, Lahar
Hazards at Concepción Volcano, Nicaragua, U.S. Geological Survey Open-File Report 01-457, 14 p.
Vallance, J. W., Siebert, L., Rose W.I., Girón, J. and. Banks,N.G, 1995, Edifice collapse and related hazards in Guatemala , Journal of Volcanology and Geothermal Research, 66 (1-4) p. 337-355.
Waitt, R.B., Mastin, L.G. & Miller, T.P., 1995 Ballistic Showers During Crater Peak Eruptions of Mount Spurr Volcano, Summer 1992. U.S.G.S. Bulletin, pp. 89-106.
Weinberg, R. F., 1998, Neotectonic development of western Nicaragua, en: Geoscientific Research in Nicaragua, editado por:S- Å Elming, L. Widenfalk y Dionisio Rodríguez, Lulea University of Technology, Suecia, pp. 147-157.
Wilson, L., 1972. Explosive Volcanic Eruptions II. The Atmospheric Trajectories of Pyroclasts. Geophys. Jour. Roy. Astr., 30, pp. 381-392.
Wyk van de Vries, B., 1993, Tectonics and magma evolution of Nicaragua volcanic systems. Unpublished Ph.D. thesis, Department of Earth Sciences, The Open University, U.K., 328 pp.
77
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo se realizó con el apoyo de la Agencia de
Cooperación Internacional de Japón y el Gobierno de México
hacia el Instituto Nicaragüense de Estudios Territoriales. El
trabajo doctoral del Dr. Benjamín Wyck van de Vries sirvió de
base para el análisis de los diferentes escenarios de peligro
volcánico y los estudios del personal del Servicio Geológico
de los Estados Unidos para el establecimiento de los
diferentes escenarios de amenaza de lahar. El Dr. Michael F.
Sheridan de la Universidad Estatal de Nueva York en Búfalo
aportó el programa Flow3D para llevar a cabo las
simulaciones de flujos de lava y piroclásticos. Las
simulaciones por computadora fueron realizadas por el Ing.
Isaac Abimelec Farraz Montes del Instituto de Geofísica y la
Ing. Martha Navarro Collado del INETER utilizando los
recursos de cómputo de la Dirección General de Servicios de
Cómputo Académico de la Universidad Nacional Autónoma de
México. La simulación de proyectiles balísticos los realizo
Miguel Ángel Alatorre Ibargüengoitia del Instituto de Geofísica.
El Dr. Wilfried Strauch, la Dra. Gracziela Dévoli y el Ing.
Richard Wilmer Blanco Leiva del INETER proporcionaron los
modelos digitales de elevación. Pedro Pérez auxilio de
manera fundamental con su guía y conocimiento de los sitios
de afloramientos geológicos clave para reconocer los
depósitos del volcán. Finalmente, sin el entusiasmo y apoyo
decidido del Ing. Claudio Gutiérrez Huete no hubiera sido
posible este trabajo.
78