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.