a) El Magma (Introducción)

      El nombre de magma designa la materia en estado semifluido —resultado de la fusión de silicatos y otros compuestos que integran las rocas— los cuales muestran propiedades que no se corresponden con las del estado sólido y tampoco con las de un líquido o fluido, según los principios generales de la física.
      En el magma aparecen en suspensión diferentes tipos de cristales y fragmentos de rocas parcialmente fundidas, así como carbonatos, sulfuros y distintos componentes volátiles disueltos.
      La interacción de las diversas condiciones físicas determina las características del magma, tanto en lo que se refiere a su composición química como a su viscosidad, resistencia, plasticidad y movimiento.

Tipos de magmas
      Una primera clasificación de los distintos tipos de magmas hace referencia a su contenido en sílice. Los magmas con más de un 60% de anhídrido silícico son los llamados ácidos, mientras que los que poseen menos de dicha cantidad se denominan básicos.

      Cuando el magma se proyecta al exterior por los puntos más débiles de la corteza terrestre, las masas de magma dan origen a los volcanes y forman, por enfriamiento, las rocas magmáticas, también llamadas ígneas o eruptivas, cuyo grado de cristalización es variable, y entre las que se encuentran el granito, el basalto o los pórfidos.
      El ascenso de los magmas depende de sus condiciones físico-químicas (viscosidad, densidad, contenido en elementos volátiles, etc.), de las particularidades tectónicas de la región donde se encuentran y de las rocas que han de atravesar.

      Los magmas ácidos son ligeros y viscosos, ascienden con facilidad y originan grandes depósitos.
      Los magmas básicos, de mayor densidad, son menos viscosos y ascienden con mayor dificultad que los anteriores.

Al ser mezclas de diversas sustancias, los magmas no tienen un punto de fusión definido, sino un intervalo de fusión. De igual manera, no se puede hablar de temperatura de cristalización, sino de intervalo de cristalización.

PROPIEDADES FÍSICAS DE LOS MAGMAS

      Las propiedades físicas de los magmas varían con la temperatura, presión, composición química y otros parámetros tales como la cristalinidad y vesicularidad. Las dos propiedades más importantes de los magmas son la densidad y la viscosidad.

Densidad
      Pequeñas diferencias composicionales pueden producir cambios de densidad sustanciales. Los fundidos basálticos, andesíticos y riolíticos en sus temperaturas de liquidus tienen densidades de 2.7,2.5 y 2.3 gm/cm3 , respectivamente. Los cambios de densidad asociados al enfriamiento son más pequeños que los cambios de densidad provocados por la diferenciación desde un líquido basáltico a uno riolítico.
      La densidad de un fundido disminuye durante el enfriamiento, debido a la cristalización que separa del fundido los elementos más densos.los volátiles tienen un efecto importante sobre la densidad, por ejemplo el agua que llega a bajar la densidad del fluido.

Viscosidad
      Un fundido rico en sílice, como la riolita, está compuesto por cadenas largas, anillos y tetraedros de sílice. En consecuencia, los fundidos riolíticos tienen viscosidades muy altas, mientras que los basálticos tienen viscosidades mucho más bajas. La viscosidad también depende fuertemente de la temperatura.
      El efecto de la presión es todavía desconocido, pero algunos datos experimentales indican un descenso de la viscosidad con el incremento de la presión.

b) Diferenciación Magmática

Cristalización magmática
      El magma se origina cuando en un lugar de la corteza o del manto superior la temperatura alcanza un punto en el que los minerales con menor punto de fusión empiezan a fundirse (inicio de fusión parcial de las rocas).
      Sin embargo, la temperatura de fusión no depende sólo del tipo de roca, sino también de otros factores como la presión a la que se encuentra o la presencia o ausencia de agua.
      El incremento de presión en condiciones de ausencia de agua dificulta la fusión, por lo que, con la profundidad, tiende a aumentar la temperatura de fusión de las rocas. Por el contrario, la presencia de agua disminuye el punto de fusión.

      Tras su formación, el magma asciende, pues es menos denso que las rocas que lo rodean. Durante el ascenso se enfría y empieza a cristalizar, formándose minerales cada vez de más baja temperatura, según una secuencia fija y ordenada conocida como serie de cristalización de Bowen.

      La serie de Bowen hace referencia a dos grandes líneas de cristalización. Una de ellas indica el orden en que se forman los silicatos ricos en hierro y magnesio (llamados ferromagnesianos). Se denomina serie discontinua porque los cristales formados van siendo sustituidos por otros de estructura distinta y más compleja medida que desciende la temperatura.
      La otra serie de cristalización es la de las plagioclasas. Recibe el nombre de serle continua porque los minerales formados sucesivamente tienen la misma estructura y sólo cambia la proporción relativa de sodio y calcio. Al final de la cristalización, a la vez que la plagioclasa sódica (albita) y las micas se forman el cuarzo y la ortosa.

Diferenciación magmática
      Algunas veces, a medida que se produce la cristalización de un magma si la diferencia de densidad entre los minerales ya formados y el líquido residual es alta y si la viscosidad de éste es baja, los cristales recién formados pueden quedar aislados del resto del magma, que por tanto se verá enriquecido progresivamente en sílice.
      De continuar el proceso, se obtendrá, a partir de un solo magma, una serie de rocas ígneas de distinta composición, por cristalización fraccionada. Este proceso es denominado diferenciación magmática, y puede originaria formación de rocas ácidas a partir de magmas básicos o intermedios.

Fases de cristalización magmática
      El enfriamiento de un magma en el interior de la corteza da lugar a una serie de fases sucesivas de cristalización, a temperaturas cada vez más bajas.
      La primera es la denominada fase ortomagmática, que se produce en general por encima de los 700 °C (dependiendo de la composición del resto de las condiciones físicas). En ella cristaliza la mayor parte del magma formando las rocas plutónicas.

      La fase pegmatítica tiene lugar más o menos entre los 700 y 550 ºC. A estas temperaturas, el residuo fundido está muy enriquecido en volátiles, por lo que se introduce a través de grietas, donde cristaliza originando yacimentos filonianos de pegmátitas. Los minerales que se forman son silicatos ricos en sílice (cuarzo, ortosa, albita), en grupos hidroxilo (micas) y en elementos como el boro (turmalina), el fósforo (apatito), el flúor (fluorita), etc.
      En la tercera fase, denominada neumatolítica, que tiene lugar aproximadamente entre los 550 y 375 °C, el residuo de cristalización está compuesto básicamente por volátiles, que penetran en las rocas encajantes y dan lugar a filones formados por minerales como la moscovita, el cuarzo, el topacio, óxidos y sulfuros metálicos, etc. Igualmente, los volátiles actúan sobre los minerales de las rocas ígneas o del encajante, transformándolos.
      La última fase, llamada hidrotermal, se inicia por debajo de los 375 °C da lugar a vetas y filones de cuarzo y calcita, a minerales metálicos y a transformaciones de minerales ya formados.

El magmatismo y la tectónica de placas
      El origen del magma se relaciona a menudo con la dinámica global de la corteza y el manto terrestres, ya que, en general, tiene lugar en los bordes de placas.
      En las dorsales, el magma se forma básicamente por descompresión de los materiales del manto superior, a poca profundidad, y da lugar a rocas básicas (basaltos y gabros).
      En las zonas de subducción, el magma se origina a una profundidad de hasta 150 km por fusión parcial de la corteza oceánica y/o del manto y la corteza situados por encima. Este proceso da lugar a la formación de rocas en su mayoría intermedias (andesitas y granodioritas).
      En las áreas de colisión continental, en relación con los procesos orogénicos, se produce la fusión parcial de la corteza, y surgen esencialmente rocas ácidas, como el granito.
      Existen también zonas concretas de magmatismo de intraplaca, que se deben a la existencia de puntos calientes en el manto.

c) Magmas según composición

      los magmas son genrados en la Tierra debido a la existencia de movimientos convectivos en el manto y a los movimientos relativos de las placas de la litosféra.

      En los océanos el magmatismo está dominado por la generación de basalto. LAs cantidades pequeñas de magmas félsicos o silíceos que se forman en las dorsales, están ligados a la larga con los basaltos por procesos de diferenciación. En los continentes, el magmatismo es mucho más complejo y diverso.
      Para describir este tipo de magmatismo, se pueden considerar tres categorías principales dentro del volcanismo continental:

• FLOOD BASALT

      Ciertas provincias volcánicas están caracterizadas por la formación de un gran número de coladas de lava, con volumenes grandes, de centenares de km cúbicos.

Los basaltos son de composición toleíca lo que sugiere una extensa fusión parcial en el manto. Las grandes cantidades de fundido pueden ser interpretadas como la consecuencia de descompresión en el manto.

• MAGMATISMO ALCALINO

      Existe una amplia y desconcertante diversidad de rocas ígneas alcalinas deficitarias en sílice, incluyenfo basaltos alcalinos, basanitas y nefelinitas, también se pueden agrupar las carbonalitas y kimberlitas. aunque estos tipos de roca no conllevan a un mismo origen.

      Existen suficientes evidencias para pensar que partes del manto de la litosfera continental son muy aniguas y que en algunos lugares han sido invadidas por componentes volátiles, principalmente agua y dioxido de carbono.

• MAGMATISMO SILÍCEO

      La categoría más importante dentro del volcanismo continental, ya que implica el desarrollo de grandes volúmenes de magmas intermedios y silíceos, que frecuentemente predominan sobre los productos basálticos. En los ambientes plutónicos se forman rocs como diorita, tonalita, ganodiorita y granitos; mientras que en los ambientes volcanicos se formaanrocas de rango andesita-dacita-riolita.

      Existen dos hipótesis principales sobre el origen de los amgmas silíceos. Primero está la idea de que, ya que la corteza continental esta formada por materiales graníticos, estos magmas son el resultado de una simple refusión de la corteza. Segundo, los magmas silíceos se forman por diferenciación de los magmas basálticos generados en el manto.

      Los magmas silíceos tienen viscocidades mucho más elevadas que los magmas basálticos. Estas viscocidades tan elevadas tienen importantes implicaciones en los mecanismos de segregación y ascenso de los magmas. Lo que implica, que los magmas silíceos deban ascender en forma de grandes masas en lugar de hacerlo a través de estrechas fisuras.

      la cristalización a lo largo de márgenes de la cámara es un mecánismo posible de diferenciación y zonación de magmas síliceos.

d) Clasificación de lavas (por flujo)

LAVAS DE ACUERDO A SU FLUJO
      De acuerdo con la morfología y la estructura interna las coladas se dividen en dos grandes grupos: las coladas tipo aa y pahoehoe, ambos nombres provienen del idioma nativo de la isla de Hawai.
      Las lavas pahoehoe y aa pueden coexistir en una misma colada, donde el movimiento de la lava tiene distintas modalidades debido a diferencias en la velocidad y en el caudal.

Lavas Pahoehoe

      Pahoehoe nombre Hawaiano que significa “suave” (gracias a que tiene un tipo de superficie donde se puede caminar sin dificultad), ya que esta al enfriarse presenta una costra lisa.
      Es común en este tipo de lavas la formación de rugosidades superficiales, ya que la costra, aún plástica, es arrastrada por la masa líquida que fluye bajo la superficie (lavas de cuerda, lavas de tripa, etc.)
      Este tipo de lavas en su mayoría se tratan de lavas basálticas. Esta está a una alta temperatura, los gases se escapan lentamente y la corriente se solidifica suavemente.
      Como la lava de la sauperficie se cristaliza más rápido que la del interior, impide el paso de gases a la superficie, por lo que se hacen unos orificios llamados hornillos.
      Las lavas pahoehoe tienen una morfología diferente a la de las lavas aa, lo cual se debe a que se desplazan con menor velocidad que las lavas aa.

Lavas AA

      Las lavas AA provienen del hawaiano que significa "pedregosa con lava áspera", tienen un significado opuesto a pahoehoe, define las coladas de superficie áspera y rota, difícilmente transitable, que también se conocen con el nombre castellano de malpaís.
      Las lavas tipo aa Están constituidas en su parte superior por bloques sueltos. Los albardones están compuestos por bloques, bombas y material escoriáceo cementados por la lava. Esto es resultado de una expulsión violenta de gases que se separan de la lava y de la presión que la lava interna aún fluida ejerce sobre la superficie ya solidificada.

      Las lavas de tipo Aa son generalmente más viscosas que las de tipo pahoehoe, aunque las lavas pahoehoe se pueden convertir en Aa

TRANSICIÓN DE LAVAS PAHOEHOE A AA

      Durante el proceso de enfriamiento lávico, se produce una desgasificación, polimerización y cristalización sucesiva, que se traduce en un cambio en las propiedadesreólogicas que se refleja en las variaciones de parámetros como la viscocidad y el umbral.
      Puede decirse que el paso pahoehoe a aa sólo se realiza cuando determinados parámetros del flujo (caudal y pendiente, principalmente) hacen que la colada continue moviéndose, pese a que se ha enfriado hasta el grado críticode viscocidad. Si esta viscocidadcrítica se alcanza cuando la colada se ha remansado y esta prácticamente inmovil, la superficie lávica mantendrá las caracterícticas pahoehoe desgasificándose y culminando su cristalización en reposo.

Lavas almohadilladas(Pillow lavas)

      Cuando las lavas entran en contacto con el agua se forma una delgada capa vítrea, todavía plástica, que encierra el material fundido; al continuar fluyendo magma se individualizan en el frente y superficie de la colada unas protuberancias o bolsas que se separan y ruedan por la pendiente costera o por las suaves laderas de los edificios piroclásticos submarinos.
      Estas bolsas o almohadillas —pillows— se acumulan al pie de la pendiente en depósitos con una típica disposición —lavas almohadilladas o pillow lavas— Cada pillow tiene la parte superior convexa, mientras que la base es puntiaguda o en forma de quilla por encajarse sobre el empedrado de pillows previamente depositadas.
      Si la erupción es rápida, la base de estos depósitos no presenta este carácter o bien está formada por pillows alargadas y aplastadas por el peso acumulado sobre ellas. Otras almohadillas aparecen aisladas y conservan formas esferoidales, al quedar englobadas en una masa piroclástica o en productos procedentes de la descomposición de la corteza vítrea. La costra vítrea de los pillows se solidifica progresivamente hacia el interior en capas concéntricas, quedando un núcleo que se enfría más lentamente y que es, por tanto, más cristalino.
      La última etapa de solidificación hace que aparezcan las fracturas radiales de retracción típicas de las pillows.

e) Erupciones volcánicas catastróficas

      El Monte Pelée es un activo volcán en el norte del departamento francés de ultramar de Martinica, en el Caribe. Es un volcán alto y cónico, compuesto de magma extremadamente viscosa y restos de ceniza volcánica y lava solidificada. Tiene una altitud de 1.397 msnm.

      La erupción del 8 de mayo de 1902 del Monte Pelée es tristemente recordada como "el peor desastre volcánico del siglo XX": destruyó completamente la ciudad de Saint-Pierre, causando más de 30.000 muertos, casi todos por asfixia.

      Se cuenta que sólo sobrevivieron tres personas, entre ellas un preso llamado Louis-Auguste Cyparis, o Ludger Sylbaris. Encarcelado por haber participado en una pelea con fatal desenlace, Cyparis/Sylbaris estaba recluido en una celda sin ventana, que sólo se ventilaba por una apertura abierta en dirección contraria a la del volcán. Cuatro días después de la tragedia, los gritos del preso alertaron los socorros. Tenía serias quemaduras en las extremidades y la espalda.

      Según él, la erupción tuvo lugar a la hora del desayuno y en un momento dado hizo un calor intenso y el aire caliente se mezcló con finas cenizas. Sin duda salvó la vida porque su ropa no ardió y no respiró el aire sobrecalentado. El preso, perdonado, acabó ganándose la vida en el célebre circo Barnum donde lo presentaban como "el hombre que sobrevivió al día del Juicio Final".

      Que se sepa, fue el primer negro en conseguir la celebridad en el mundo del espectáculo durante la época de la segregación. En 1792 y 1851 tuvieron lugar las erupciones más antiguas de las que se tiene noticia.

      La Montagne Pelée ha originado una tipología volcánica: la de los volcanes de tipo peleano, donde los magmas viscosos llegan a formar agujas (pitones) que ascienden por la presión de la lava; al fracturarse esos pitones se produce la repentina salida al exterior de "nubes ardientes", que consisten en grandes coladas piroclásticas que arrasan todo el entorno del sistema volcánico. En otros casos pueden llegar a producirse gigantescas explosiones que destruyen completamente el edificio volcánico.

http://www.youtube.com/watch?v=Roq2fUoHyao

f ) Los volcanes y la salud

      Los volcanes pueden afectar la salud de las poblaciones de dos maneras: de forma directa a causa de las explosiones, las corrientes de lava, cenizas, y otros efectos, y de forma indirecta al causar tsunamis, desplazamientos poblacionales y efectos adversos en la agricultura.
      Dos variables determinan las características de una erupción volcánica: la fluidez o viscosidad de la lava, y la magnitud de la presión de los gases. En resumen, cuanto mas viscosa es la lava y más grande la presión de gas que se acumula antes de la erupción, mayores serán los peligros potenciales. La actividad volcánica varia desde la salida tranquila de lava, hasta explosiones violentas que arrojan voluminosas masas de rocas a grandes alturas de la atmósfera. Dicha actividad anterior puede clasificarse en 6 categorías:

1) corrientes de lava
      La extensión, espesor y velocidad con que avanza una corriente de lava varia con su volumen, su fluidez y la topografía del terreno. La velocidad con que avanza la corriente varia de unos cuantos metros al día. hasta 40 km por hora o más en laderas muy inclinadas. Sin embargo, dado que la rapidez de avance es pequeña, las corrientes mencionadas conllevan poco riesgo para la vida. No obstante, dado que pueden dañar extensamente las propiedades, se han intentado diversos métodos para controlar la dirección del flujo y la velocidad, incluidos el empleo de explosivos detonados desde el aire, la erección de barreras de desviación y el enfriamiento del frente de lava, con chorros de agua.

2) domos
      La lava viscosa puede acumularse en los orificios de salida para formar domos que crecen por expansión interior y su tamaño varia en varios metros de ancho y su profundidad, puede llegar a 2 000 metros de ancho y 600 metros de hondo. La expansión de un domo hace que se rompa la coraza exterior sólida o "carapacho" y el desplazamiento continuo de bloques, que ruedan, pueden representar peligro para los habitantes de la zona cercana. En algunos casos, el enfriamiento del magma viscoso que sobresale por fracturas de la coraza del domo forma "espinas", las cuales a veces tienen 100 m de altura, éstas son inestables y pueden ocasionar avalanchas.

3) tefra
      El término denota el material arrojado durante las erupciones volcánicas, cuyo tamaño varia desde polvo hasta rocas de varios metros de espesor. Los tefra mayores tienden a depositarse cerca del orificio de salida, en tanto que el polvo y las cenizas inyectados en los planos altos de la atmósfera, pueden ser llevados a miles de kilómetros de distancia.
      Efectos directos de los tefras. Las grandes piedras que caen pueden desencadenar incendios o lesionar personas o animales. Una vez depositada la ceniza, rara vez es lo suficientemente caliente como para causar incendios. Sin embargo, el peso de ella puede hacer que se desplomen los techos de las casas.
      Las erupciones que generan cenizas de forma continua y por largo tiempo pueden obligar a evacuar a la población de la zona de peligro, aunque son pocos los ejemplos de estas situaciones. Otros dos tipos de erupción de cenizas serían el levantamiento de la base y el flujo de cenizas. El primero se forma en la base de algunas columnas volcánicas y consiste en una nube anular de cenizas suspendidas que se expenden con gran rapidez, y erosionan la superficie cerca del cráter. En la zona interna pueden desgajarse o desarraigarse árboles y elevarse edificios, a distancias mayores es factible que haya objetos aplastados a causa de la severa tempestad de arena. En algunas erupciones, gran parte de las cenizas quedan suspendidas en una nube y se desplazan cerca del suelo, efecto conocido como "flujo de cenizas". La fricción se elimina al expenderse el gas dentro de la nube, lo cual hace que se conserven separadas las partículas de ceniza. El flujo es impulsado por gravedad, y sigue las anfractuocidades del terreno; el flujo de cenizas a veces excede los 200 km/hora.
      Efectos de las cenizas en las vías respiratorias y ojos. Para valorar los riesgos que tiene la lluvia de cenizas en la salud de personas son importantes cinco factores: la concentración del total de las partículas suspendidas que viajan por el aire; el tamaño de la partículas; la frecuencia y duración de la exposición; factores adicionales como enfermedades preexistentes de las vías respiratorias, y la presencia de sílice cristalino (SiO2) en las cenizas.
      Los humanos pueden sufrir asfixia a causa de las cenizas volcánicas. En Pompeya, sepultada por la erupción del Vesubio el 79 de nuestra era, se observó que algunas víctimas encontradas en las excavaciones, se cubrían la cara con las manos o con ropas, quizá asfixiadas por las cenizas.
      Los cristales de silicio que viajan por el aire y que tienen tamaño "respirable", es decir, menos de 10mm de diámetro por partícula cuando penetran al alveolo pulmonar pueden irritar las vías respiratorias y ocasionar síntomas de obstrucción en ellas. Si la exposición se hace a una concentración suficientemente grande por bastante tiempo, puede resultar silicosis, que es una fibrosis pulmonar incapacitante y a veces mortal.

4) Avalanchas de material incandescentes (nubes ardientes o corrientes piroclásticas)
      Se reconocen tres tipos de avalanchas identificadas por el nombre de los volcanes en el que cada uno se observó por primera vez, éstos son los efectos (Sofrière, Merapi y Pelee). A pesar de que los mecanismos por los que ellos se forman son diferentes pero sus efectos son semejantes: una masa turbulenta de gases supercalentados en la que hay polvo, cenizas calientes y fragmentos de lava que viajan, incluso, a 160 km/hora la cual destruye todo a su paso. La avalancha de material incandescente que devastó la población de St. Pierre, Martinique, en 1902, causó la muerte de los 28 000 habitantes.

Volcan PELEE

5) Lahares
      Este término se aplica a muchos tipos de lodo volcánico que fluye y cuya temperatura varia desde muy baja hasta la ebullición. El lodo impulsado por la gravedad puede avanzar incluso a 100 km/hora, recorrer distancias considerables y cubrir áreas aun de varios cientos de kilómetros cuadrados. Los lahares son comunes y son la causa principal de destrucción y muertes por los volcanes. Ellos pueden nacer de la expulsión de agua de un lago en el cráter, por nieve fundida, por el desplazamiento de ceniza o tierras saturadas de agua en las faldas de un volcán, y de otras formas en que la actividad volcánica interactúe con agua. Dado que son capaces de viajar con rapidez extraordinaria pueden causar innumerables muertes. Por ejemplo, en Kelud, Java, en 1919 un lahar mató a 5 000 personas y se perdieron cientos de kilómetros cuadrados de tierra.
      En raras ocasiones, un lahar puede contener ácido sulfúrico o clorhídrico en concentraciones suficientes como para causar quemaduras químicas en la piel al descubierto; se sabe de un caso de este tipo que fue consecuencia de la explosión de un lago en el cráter de Kawah Idjen, en Java, en 1917.

Volcán de azufre

lahar

6) gases volcánicos
      Los gases expulsados por acción volcánica contienen diversas proporciones de vapor de agua, bióxido y monóxido de carbono, bióxido y trióxido de azufre, ácidos sulfhídrico, clorhídrico, fluorhídrico, metano e hidrocarburos más complejos, así como nitrógeno, argón y otros gases inertes que afectan a la población de diversas formas. El bióxido de carbono y el bióxido de azufre pueden causar asfixia; el primero, al acumularse en "masa" en zonas muy bajas, y el segundo por los efectos directos que causa el tracto respiratorio.

g) Gas magmático del volcán Popocatepetl

MONITOREO DE GASES

      Los volcanes se construyen y crecen por la acumulación de materiales alrededor de una fuente de emisión, ya sean materiales fragmentados conocidos como piroclastos, o bien lavas. La forma en que salen estos materiales puede ser efusiva cuando se presentan flujos de lava o bien por medio de explosiones de diferente intensidad que fragmentan las rocas de los conductos volcánicos o al magma (roca fundida a profundidad y que al salir a la superficie se llama lava).

      Las explosiones volcánicas resultan del aumento súbito de volumen de los gases que se separan de los magmas cuando éstos ascienden a través de los conductos de un sistema volcánico. Las erupciones volcánicas explosivas son gobernadas principalmente por los gases disueltos en el magma y la forma en que estos gases son separados del magma (exsolución) y liberados desde la cámara o reservorio magmático.Existe una amplia variedad de gases volcánicos contenidos en los magmas. Entre los más abundantes están el vapor de agua (H2O), el dióxido de carbono (CO2) y el dióxido de azufre (SO2).

      La presencia de los gases volcánicos y su concentración es muy importante de ser medida desde antes que comience una erupción ya sea con métodos directos como los que aplica el Dr. Yuri Tarán Sobol o métodos indirectos como los que utiliza el Dr. Hugo Delgado Granados, ambos del Departamento de Vulcanología del Instituto de Geofísica de la U.N.A.M.

Importancia de medir los gases volcánicos

      La magnitud y estilo de una erupción volcánica depende de la cantidad de gases que contiene el magma, la temperatura de éste, su viscosidad y contenido de cristales antes de la erupción.
      La exsolución es el resultado de cambios físicos en el sistema volcánico como la convección del magma dentro de la cámara (movimientos del magma debido a diferencias de temperatura y densidad), cristalización del mismo (los cristales se forman al enfriarse el magma), intrusión de nuevos cuerpos de magma, ascenso del magma, etc. Estos cambios, aunados a modificaciones en el sistema de conductos afectan el flujo de gases hacia la superficie.

      Algunos factores que producen diferencias en la desgasificación del magma y restricciones al flujo de gases por los conductos, pueden identificarse mediante la medición rutinaria de la emisión de gases.


      Una exsolución rápida de gases o bien, cambios súbitos en las condiciones de flujo a través de los conductos pueden ocasionar descompresión del sistema magmático que puede derivar en eventos explosivos de diferentes magnitudes. Por ello, con el fin de diagnosticar las condiciones imperantes dentro del edificio volcánico, es importante realizar el monitoreo de la emisión de gases.

Medición remota de gases

      Las emisiones de SO2 son las únicas que se miden de manera rutinaria mediante una metodología estandarizada que usa un instrumento de medición remota: el espectrómetro de correlación o COSPEC.
      La medición remota del flujo de CO2 y H2O no ha sido alcanzada satisfactoriamente debido fundamentalmente a que ambos son gases muy abundantes en la atmósfera y su medición en forma remota es imposibilitada por este y otros factores. No obstante, recientemente se ha diseñado una metodología para la medición del flujo de CO2 mediante la utilización de un analizador infrarrojo de gases.

Medición remota de la emisión de gases en México

      En México se ha utilizado el COSPEC desde 1984 para medir el flujo de SO2 del Volcán de Fuego de Colima, y desde febrero de 1994 se ha utilizado para monitorear la actividad del volcán Popocatépetl. Adicionalmente, a partir de 1997 se han comenzado a medir las emisiones de SO2 en otros volcanes tales como Tacaná, Pico de Orizaba, Las Derrumbadas, San Martín Tuxtla, Iztaccíhuatl, Nevado de Toluca, Jocotitlán, Ceboruco, San Juan, Sangangüey y otros.

      La medición del flujo de SO2 en los volcanes mexicanos es pues, una necesidad importante para cada uno de los volcanes y zonas volcánicamente activas de México (Tres Vírgenes, Ceboruco, San Juan, Tepetiltic, Sangangüey, Evermann, Bárcena, Nevado de Toluca, Jocotitlán, Iztaccíhuatl, La Malinche, Citlaltépetl, Las Derrumbadas, San Martín, El Chichón, Tacaná, La Primavera, entre otros).

      La medición de flujo de SO2 en los volcanes activos de México debe ser una práctica común y rutinaria con el fin de caracterizar el nivel de las emisiones de cada uno de estos volcanes y construir una base de datos confiable para cada volcán en particular y para todos los volcanes mexicanos en general. El conocimiento de los valores de fondo de los volcanes en estado no eruptivo puede permitir la identificación del incremento de actividad de un volcán en particular y documentar de manera firme la proximidad de un evento eruptivo.

      El monitoreo de gases del volcán Popocatépetl es llevado a cabo conjuntamente por el Instituto de Geofísica y el Centro Nacional de Prevención de Desastres. El Dr. Hugo Delgado Granados del Instituto de Geofísica es quien ha establecido el monitoreo remoto de gases en forma rutinaria en compañía de personal del CENAPRED como el Ing. Lucio Cárdenas González y varias personas del instituto como Noé Piedad Sánchez, Beatriz Oropeza Villalobos, Isaac Abimelex Farraz, Patricia Julio Miranda, Esther Romero Terán, Carlos Linares López y Miguel Angel Alatorre Ibargüengoitia.

Monitoreo de la emisión de gases en suelos

      La medición de gases en suelos es una práctica común en algunas zonas volcánicas. La medición del flujo de CO2 de suelos en zonas volcánicas permite conocer la emisión de este gas a través de zonas profundas hacia la superficie. Sin embargo, debido a que este gas es abundante en la naturaleza, se deben realizar mediciones con equipos sensibles para poder determinar las variaciones de concentración de CO2 por encima de los valores de fondo debidos a la actividad orgánica.
      Adicionalmente, en zonas volcánicamente activas como el Campo Volcánico de Chichinautzin y el Campo Volcánico de Michoacán-Guanajuato, donde existe la posibilidad de nacimiento de volcanes, el monitoreo de gases se debe llevar a cabo mediante la caracterización de emisiones de CO2 del suelo en primera instancia y en caso de presentarse reportes de posibles indicios de volcanismo, realizar mediciones de flujo de CO2 que permitan comparar valores con los valores de fondo medidos y así determinar si lo observado corresponde a actividad magmática o a otro tipo de procesos.

Antecedentes de Erupciones del Popocatepetl

Desde el periodo del Pleistoceno (hace un millón de años) se originó la primera etapa del actual volcán Popocatépetl; durante sus numerosas erupciones se ha levantado un enorme aparato volcánico y en la actualidad es la quinta altitud del continente americano. Una erupción que se produjo hace aproximadamente 23,000 años, destruyó los bosques y formó grandes depósitos de avalancha que alcanzaron los 70 kilómetros al sur del actual cono. Esta erupción gigante, fue el inicio de un periodo de gran explosividad que depositó material llamado "xaltete" o "cacachuatillo", o de acuerdo con el criterio geológico, de piroclastos a distancias de hasta 80 kilómetros del cráter. Estudios recientes mediante radiocarbono 14, sugieren al menos dos etapas, entre otras, muy activas, una ocurrida hace 4,930 años y otra hace 830 años. Otra etapa eruptiva relativamente menor, ocurrió en 1357, según reportan las crónicas, que motivó el cambio de nombre, es decir, del antiguo Xalliquehuac (arena que vuela) al de Popocatépetl (cerro que humea).

La actividad del Popocatépetl, comenzó hace 730,000 años y fue un proceso eruptivo de tipo efusivo, es decir, flujos lávicos, la actividad del cuerpo de lava que presenta el volcán Popocatépetl es parte de un proceso de este tipo, por lo que no representa un riesgo mayor para la sociedad mientras mantenga ese comportamiento.
Las observaciones efectuadas hasta el momento en el Popocatépetl indican que la lava que ha emitido el volcán desde los últimos días de marzo de 1997 forma parte de un proceso evolutivo de varios siglos y está limitado, hasta el momento, al interior del cráter, es decir, no es un hecho evidente a simple vista, por lo que hasta ahora no representa un serio peligro, excepto para aquellos que se acerquen al cráter.

Los volcanes, pueden tener diferentes tipos de erupciones, pero se pueden resumir en efusivas o explosivas. Éstas se diferencian por el material que expulsan y la rapidez con la que lo hacen. En las primeras, la lava sale en pequeñas cantidades, con lentitud, por lo que su impacto es lento, es decir, no toma por sorpresa a la población. Por el contrario, en el segundo tipo de erupción los materiales salen en abundancia y en un tiempo corto, lo que le da el carácter de explosivo.
Sin embargo, no se debe olvidar que esta etapa puede evolucionar a una explosiva ya que son fenómenos complejos que se generan en alguna región de la cámara magmática, inaccesible a la medición directa y sólo inferida por mediciones indirectas de los compuestos gaseosos y las señales sísmicas.

Los estudios que se realizan en esa zona están orientados a conocer la probabilidad con la que este último fenómeno (la fase explosiva) puede ocurrir, a fin de que la población y las autoridades tomen las medidas preventivas necesarias.

Hay que recordar que el Popocatépetl es un volcán activo desde hace muchos siglos y que seguramente continuará así. Además, el tipo de lava y la actividad parecen tener las mismas características que una pequeña etapa eruptiva ocurrida entre 1919 y 1927. Por esta razón, es conveniente pensar en el comportamiento de la dinámica terrestre, la cual sugiere que cualquier fenómeno geológico se puede describir como cíclico; con etapas tranquilas y otras de mayor actividad.

Al compararse las crónicas del ingeniero Camacho, el doctor Fridlander y el pintor doctor Atl, el comportamiento del Popocatépetl tiene una gran similitud de lo sucedido a partir de febrero de 1919 hasta 1927, y la que presenta desde el 21 de diciembre de 1994 hasta hoy.
La actividad de febrero de 1919 registró una serie de explosiones en el interior del cráter, el cual estaba ocupado por un lago en 1906; las expediciones y observaciones que se realizaron en la cima del volcán mostraron emisión de lava en el interior del volcán, y las explosiones violentas de 1927 que dieron lugar a la formación de un cráter interno de un diámetro de aproximadamente 800 metros y una profundidad de 90 metros.

En la actualidad, se puede apreciar que la lava emitida en el suroeste del cráter ha llegado a la altura en donde se encontraban los orificios mencionados por el doctor Atl en los estudios que realizara en torno al volcán en la década de los años veinte.

Sin embargo, según los científicos, la cantidad de lava emanada por el Popocatépetl, tardaría algunos años en rebasar el cráter externo (de más de 300 metros de alto en el sector occidental) del volcán. Además se espera que sea un periodo activo muy similar al de principios de siglo y que exista algún comportamiento de tipo explosivo, tal cual se ha observado en las fases de diciembre del año 2000 y enero de 2001.

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Los cambios en la actividad sísmica y de emisiones de gas del volcán pueden ser patrones que indiquen modificaciones en el tipo eruptivo, por lo que las mediciones frecuentes del incremento o decremento de los gases es imprescindible para conocer la intensidad del proceso.
Con el fin de realizar un manejo adecuado de los términos comunes usados en vulcanología, y comprender los fenómenos característicos que ocurren en un volcán del tipo del Popocatépetl, consideramos pertinente incluir un breve glosario de definiciones útiles en estos casos.

Explosiones dirigidas

Es una columna de material volcánico caliente (rocas, gases y vapores) y puede alcanzar una altura de 25 a 30 kilómetros. Se presenta en forma de hongo, los proyectiles (sólidos) que arroja tienen generalmente un tamaño de 3 a 5 centímetros de diámetro o más.

Tefra
Es el conjunto de material volcánico depositado en una región, formado básicamente de ceniza. Se conoce así a la salida de gas, vapor de agua y fragmentos de roca (cuando son mayores a 64 mm se les llama bombas o bloques) y que caen en las cercanías del cráter.

Lava
Roca fundida a más de 800ºC que corre lentamente por las pendientes del volcán. La viscosidad de este material está determinada por la temperatura y la composición química.

Flujos de lodo
Combinación de agua a partir de la lluvia, nieve o hielo o ablación del suelo permanentemente congelado, cenizas volcánicas y tierra que se mueven principalmente en barrancas o pendientes cercanas al volcán.

Nubes ardientes
Flujo de cenizas calientes que viajan a gran velocidad por un costado del volcán, pueden tener una temperatura de hasta 450ºC.

Sismicidad
Las señales sísmicas de los volcanes están relacionadas generalmente con el ascenso de magma a través de un sistema hidráulico que termina en la base del cráter o en algún sector del aparato volcánico. Las señales son registradas por sensores, que sugieren algunos fenómenos del volcán, por ejemplo deformaciones o procesos de fluidos o gases que generan vibraciones al circular por el sistema o señales características cuando se fracturan sectores de roca.

En el caso del Popocatépetl, se ha logrado hacer un corte del volcán y localizar los hipocentros, estos datos muestran que este tipo de eventos, desde diciembre del 94 hasta ahora, se localizan principalmente en la zona central del volcán a una profundidad de 0-10 km bajo el nivel de la cima; con señales frecuentes, débiles y acumuladas en el conducto de salida.

Sismología de volcanes

A lo largo del denominado Cinturón de Fuego del Pacífico se encuentran distribuidos numerosos volcanes activos que son resultado de la interacción de diversas placas tectónicas; este proceso dinámico lo constituye la generación de una gran cantidad de sismos, mismos que muchas veces pueden alcanzar magnitudes catastróficas.
Un claro ejemplo de este proceso lo encontramos en Japón, donde 45 volcanes activos tienen registros de erupciones en tiempos históricos; de la misma manera, las islas japonesas y regiones adyacentes han sufrido frecuentemente de una serie de terremotos destructores de origen tectónico.

De acuerdo con estudios realizados sobre diferentes puntos de la corteza terrestre, se ha podido entender que los sismos volcánicos no sólo están limitados en su magnitud cuando se comparan a los de naturaleza tectónica, sino que también se originan a profundidades menores.
También se ha determinado que los sismos de origen volcánico poseen un mecanismo diferente en la generación de ondas elásticas y que éstos se desarrollan de una manera diferente a los tectónicos; por otro lado, recientemente ha quedado demostrado que la relación magnitud-frecuencia sísmica (ciclos por segundo) también es diferente para ambos tipos de eventos.

Descripción general de sismos volcánicos

Para estudios volcánicos, es conveniente clasificar los sismos de acuerdo con la localización de su hipocentro (lugar donde se inicia la ruptura), su relación con los diferentes tipos de erupción y la naturaleza del movimiento sísmico.
Los sismos se pueden clasificar según su localización hipocentral y el tipo de movimiento sísmico, en:

* Sismos tipo A.
* Sismos tipo B.
* Sismos de explosión o sismos seguidos de erupciones explosivas.
* Tremores volcánicos o pulsaciones volcánicas.
* Combinaciones tipo A-B.

Sismos tipo A

Éstos se producen debajo de los volcanes a profundidades mayores a un kilómetro, generalmente en el rango de 1 a 20 km, raramente exceden 5 en magnitud Richter. Al patrón de desarrollo de la actividad sísmica o la frecuencia sísmica de este tipo de eventos se le llama "enjambre" al igual que los del tipo B y los sismos de explosión, mismo que es muy diferente al patrón de desarrollo de la actividad sísmica de origen tectónico. Las ondas sísmicas del tipo A son similares a aquellas generadas por eventos tectónicos de naturaleza superficial.

Sismos tipo B

Estos sismos se originan principalmente en las zonas adyacentes a cráteres activos a profundidades extremadamente superficiales, por ejemplo el cráter del Monte Asama en Japón, el Popocatépetl en México y cráter Halemaumau del Kilauea en Hawai. Las magnitudes de los sismos tipo B son pequeñas; el registro de las ondas S de los sismogramas casi no se distinguen y el movimiento del sismo consiste fundamentalmente de vibraciones con periodos en el rango de 0.2 a 1 segundo. Dado que la frecuencia sísmica de un sismo tipo B generalmente se incrementa antes de una erupción explosiva, este es un indicador de la actividad interna de los volcanes; en Japón, en el Monte Asama, la predicción ha sido posible.

Sismos de explosión

En erupciones explosivas como es el caso del Monte Asama, un gran número de bloques de lava y bombas volcánicas con ceniza y gases son expulsados con fuertes detonaciones. Una sola erupción explosiva del tipo vulcaniano dura algunos minutos, y la expulsión de grandes bloques de lava finaliza después de 30 o 60 segundos de iniciada la explosión.

La máxima amplitud o la magnitud del sismo de explosión tienen una relación con la intensidad de la erupción explosiva y es aproximadamente proporcional a la energía cinética de la erupción.
Este tipo de eventos contienen longitudes de onda mayores comparadas con aquellas de los sismos tipo A y tectónicos; los movimientos sísmicos no se han sentido más allá del cráter, la amplitud del movimiento rebasa los 1,000 micrómetros a una distancia de 4-5 km del epicentro. Las detonaciones o vibraciones de aire (ondas sónicas u ondas de choque del aire) de las erupciones explosivas se registran en los sismogramas.

Gases y cenizas

Dentro de la vulcanología, los cambios de emisiones de gases, cenizas y hasta vapor de agua pueden ser patrones que indiquen modificaciones en el tipo eruptivo o en la magnitud de los eventos del Popocatépetl, por lo que las mediciones frecuentes del incremento o decremento de estas emisiones son importantes para conocer la actividad del proceso.

Las cantidades de bióxido de azufre que emite el volcán son medidas mediante un espectrómetro de correlación, el cual mide la absorción de energía solar por las moléculas de dióxido de azufre; método que consiste en colocar entre el instrumento y la fuente de luz, la pluma eruptiva o gases; este tipo de medición suele ser terrestre o aérea.

La salida de bióxido de carbono, bióxido de azufre y vapor de agua (conocidas como fumarolas) viajan según la dirección del viento y pueden llegar a concentrarse en zonas bajas o planicies.
De acuerdo con los estudios químicos, las cenizas emanadas por el volcán, desde diciembre de 1994, son de bajo nivel tóxico. Los registros de cenizas, se efectúan periódicamente para determinar las características de las cenizas, su variación, densidad, espesor, cálculos de volumen y análisis químicos.

Las cenizas volcánicas son partículas de materiales rocosos que fueron parte del cuerpo del volcán, son formadas por la enorme presión a que son sometidas las rocas del interior y pulverizadas hasta los tamaños observados que abarcan de unas cuantas micras a unos 2 a 4 cm de diámetro. Estos materiales son expulsados del cráter y el viento las dispersa según la dirección que tenga en ese momento.

Se debe recordar que desde el momento que existe alguna emanación volcánica ésta toma el nombre de "erupción", ya que geológicamente se define como la salida de cualquier material sólido del interior de la corteza terrestre; a continuación se explican algunas características.