UNIVERSIDAD DE CIENCIAS Y ARTES DE CHIAPAS INSTITUTO DE CIENCIAS BÁSICAS Y APLICADAS CENTRO DE INVESTIGACIÓN EN GESTIÓN DE RIESGOS Y CAMBIO CLIMÁTICO

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1 UNIVERSIDAD DE CIENCIAS Y ARTES DE CHIAPAS INSTITUTO DE CIENCIAS BÁSICAS Y APLICADAS CENTRO DE INVESTIGACIÓN EN GESTIÓN DE RIESGOS Y CAMBIO CLIMÁTICO LICENCIATURA EN CIENCIAS DE LA TIERRA TESIS Acoplamiento mecánico de gas y piroclastos en erupciones explosivas y su relación con el peligro volcánico en Chiapas PARA OBTENER EL TÍTULO DE LICENCIADA EN CIENCIAS DE LA TIERRA PRESENTA Dulce Paulina de Arcia Solís DIRECTOR Dr. Miguel Ángel Alatorre Ibargüengoitia ASESORES DE TESIS Dra. Silvia G. Ramos Hernández Dr. Rodolfo van der Laat Valverde Tuxtla Gutiérrez, Chiapas, abril I

2 Tabla de contenido Lista de Figuras... iv Lista de Tablas... v Resumen... ii I. Introducción... 1 II. Marco teórico... 3 Los Volcanes Clasificación de Erupciones II.2.1 Erupciones efusivas II.2.2 Erupciones explosivas Tipo de erupciones II.3.1 Hawaiana II.3.2 Estromboliana II.3.3 Vulcaniana II.3.4 Pliniana II.3.5 Peleana II.3.6 Freática II.3.7 Freatomagmática II.3.8 Freato-plinianas Peligros volcánicos II.4.1 Derrames o flujos de lava II.4.2 Caída de ceniza II.4.3 Flujos y oleadas piroclásticas II.4.4 Avalancha de escombros i

3 II.4.5 Lahares (flujos de escombro) II.4.6 Tsunamis II.4.7 Gases volcánicos Mecánica de fluidos Ecuación general de los gases Modelo de Avogadro Ecuación de la conservación de la masa Ley de Conservación de la Masa Ley de conservación de la cantidad de movimiento ª Ley de la termodinámica ª ley de la termodinámica Modelo de pseudo-gas Descompresión de la mezcla de gas-partículas III. Planteamiento del problema IV. Justificación V. Antecedentes VI. Hipótesis VII. Objetivo General Particular VIII. Área de estudio del volcán Chichón Localización y características de la zona Historia eruptiva del volcán ii

4 IX. Área de estudio del volcán Tacaná Localización y características de la zona Historia eruptiva del volcán X. Materiales XI. Métodos Procedimiento para el análisis de videos Procedimiento para el análisis de curvas de presión XII. Resultados Velocidad de salida Velocidad de descompresión Presión en la salida del conducto XIII. Discusión de resultados XIV. Conclusiones XV. Recomendaciones XVI. Trabajos citados XVII. Anexos iii

5 Lista de Figuras Figura 1. Vista del cráter del volcán Chichón en marzo Figura 2. Vista del volcán Tacaná desde Unión Juárez en septiembre Figura 3. Descripción de la actividad y forma de un volcán Figura 4. Direcciones y velocidades del movimiento de las placas en centímetros al año Figura 5. Dinámica de la corteza terrestre y los procesos volcánicos por subducción de placas Figura 6. Marco tectónico regional que contribuyen a la inestabilidad en el estado de Chiapas por las fallas Polochic y Motagua... 9 Figura 7. Cantidad de magma que interviene, ritmo de emisión y contenido en gas, determinan el mecanismo eruptivo Figura 8. Volcán Kilauea en Hawaii Figura 9. La columna eruptiva es la característica más representativa de una erupción explosiva Figura 10. Lavas del volcán Kilauea, en Hawai Figura 11. Fuegos artificiales en el volcán Stromboli, Italia Figura 12. Vista de volcán Sarychev islas Kuriles, al noreste de Japón Figura 13. Volcán Vesubio, Italia, año 79 d.c. Pintura de Plinio el joven Figura 14. Esquema de una explosión de tipo pliniana Figura 15. Vistas aéreas oblicuas del volcán Figura 16. Pluma volcánica del Monte Pinatubo en Figura 17. Esquema interpretativo de la erupción freática Figura 18. Algunos peligros como los lahares y los deslizamientos volcánicos también pueden ocurrir aunque el volcán no esté en erupción (USGS, 2000) Figura 19. Disposición de los átomos en fases diferentes Figura 20. Tubo de choque donde se efectúa la simulación de una explosión volcánica. Recolectando las partículas de diferentes tamaños y la obtención de videos por medio de una cámara rápida Figura 21. Ubicación del volcán Chichón Figura 22. Cráter del volcán Chichón Figura 23. Esquema que muestra la posición de la cámara magmática del volcán Chichón durante sus erupciones ocurridas hace 550 años y en el año de 1982, (Macías et al., 2003) Figura 24. Ubicación del volcán Tacaná Figura 25. Cráter del volcán Tacaná Figura 26. Panorámica del complejo volcánico de Tacaná, México-Guatemala Figura 27. Imagen del video popo_90_25bar, con partículas de 90 m y presión de 2.6 MPa iv

6 Figura 28. Trayectoria de los frentes de ceniza con respecto al tiempo de salida. 61 Figura 29. Gráfica de presión respecto al tiempo popo_63_50bar_grafica con tamaño de partículas de 63 m y presión de 5 MPa Figura 30. Velocidad de las partículas en el frente de la mezcla como función de la presión Figura 31. Diferencia de presión entre dos tiempos separados por 0.05 ms como función del tiempo para el experimento popo_125_95bar Figura 32. Gráfica de la presión ejercida en cada partícula y las velocidades respecto a su tamaño Figura 33. Gráfica que relaciona la presión medida en el conducto. Arriba de los diafragmas en uno de los experimentos popo_125_95bar, con el tamaño de partículas de 125 m y presión de 9.5 MPa Lista de Tablas Tabla 1. Desastres volcánicos a nivel mundial desde el año Tabla 2. Criterios del Índice de Explosividad Volcánica (IEV). Modificado de Simkin y Siebert (1994) Tabla 3. Magnitud, intensidad de algunas erupciones efusivas Tabla 4. Magnitud, intensidad y poder de salida de algunas erupciones explosivas Tabla 5. Base de datos de cada una de las trayectorias tomadas en uno de los experimentos eifel_1,4mm_25barpoints, con partículas de 1.4 m y presión de 2.7MPa Tabla 6. Base de datos de curvas de presión del archivo eifel_500_25bar_gráfica con presión de 2.8 MPa y partículas de 500 m Tabla 7. Base de datos de curvas de presión del archivo eifel_500_25bar_gráfica con presión de 2.8 MPa y partículas de 500 m v

7 Agradecimientos Principalmente mi respeto y admiración a mi director de tesis el Dr. Miguel Ángel Alatorre Ibargüengoitia, por su apoyo incondicional, y fomentar en mí el hábito de la responsabilidad, honestidad, empeño y dedicación. Por confiar en mi persona y darme la oportunidad de ser partícipe de un buen trabajo que da inicio a mi trayectoria profesional. A mi directora y pionera de la Licenciatura como del CIGERCC, la Dra. Silvia G. Ramos Hernández, por su entrega y dedicación a la Licenciatura, así como también por brindarme su confianza y apoyo para múltiples actividades, pero sobre todo para ser mejor estudiante y persona fomentando la entrega y pasión por lo que se quiere. Mi respeto y agradecimiento infinito. De igual manera quiero agradecer profundamente al Dr. Rodolfo van der Laat Valverde, por su interés y dedicación para leer y analizar mi trabajo y hacerme esas observaciones que valen la pena comentar. Por su amabilidad, sencillez y simpatía, mi respeto y admiración. A mis padres que los amo profundamente. A mi amor eterno, Flor Solís Gutman, gracias por ser mi mamá, por cuidar de mí siempre y alentarme día a día a ser mejor persona. Sin tu ejemplo y apoyo no sería nada, te amo! A mi gran amor, el hombre de mi vida, mi papá Roberto de Arcia Gordillo, por tu amor, responsabilidad, perseverancia, ganas de salir adelante y apoyo incondicional. Te amo, admiro y respeto. A mi científico loco, Roberto Carlos de Arcia Solís, por esforzarse día a día, y sembrar en mi las ganas de estudiar y el camino de la investigación. Eres mi ejemplo y mi amor, te amo! A mis tres corazones Kabito, Whisky y Laplaciano, por estar siempre. Ustedes son mi familia y los amo infinitamente, gracias por ser mi apoyo incondicional. A mi madrina Rosa G. Solís Gutman, por ser mucho tiempo mi segunda mamá y estar gran parte de mi vida apoyándome y alentándome a seguir estudiando, gracias por ser un factor importante en todos los aspectos de mi vida. Te amaré siempre!, a mi prima que la quiero y admiro por ser valiente. También a mis amigas y amigos que estuvieron conmigo en las buenas y malas, por llevarme tantos momentos que siempre recordaré con cariño. No obstante, quiero agradecer también al personal académico que me enseñaron con tanta dedicación y sembraron en mí cambios positivos. De igual manera al personal administrativo que me apoyó cuando lo necesité, muchas gracias! A mis abuelitos lindos que siempre los recuerdo con amor y agradecimiento. A todos y cada uno de ustedes, gracias por estar y ser parte de mi vida. "El mayor descubrimiento de cualquier generación es que los seres humanos pueden alterar sus vidas modificando sus actitudes mentales "No me importa saber si un animal puede razonar. Sólo sé que es capaz de sufrir y por ello lo considero mi prójimo" Albert Schweitzer ( ). vi

8 Resumen En esta investigación, se analizaron experimentos de descompresión rápida de cenizas volcánicas, en donde observamos como el acoplamiento mecánico de estas cenizas en conjunto con el gas, controlan la dinámica eruptiva durante la simulación de la explosión. Se midió la velocidad de salida de las partículas a través de videos de una cámara rápida con el programa ImageJ y el plugin Mtrack, siguiendo las trayectorias de las distintas partículas. Para examinar la velocidad de descompresión, se analizaron las curvas de presión de sensores colocados arriba y debajo de la muestra, utilizando el programa Excel y se determinaron los tiempos de caída de las curvas que corresponden a los inicios de la fragmentación. Cabe destacar que los resultados obtenidos en estos experimentos se aplican para los volcanes chiapanecos, el Chichón y Tacaná, los cuales, han tenido una gran actividad explosiva a lo largo de su historia, y estos análisis nos ayudan a mitigar los daños en futuras erupciones. ii

9 I. Introducción Entender la majestuosidad e importancia de los volcanes es de gran ayuda para estudiar la dinámica y evolución del planeta Tierra a lo largo del tiempo, así como entender los peligros que pueden representar en el caso de otra erupción volcánica. Como sabemos, la actividad volcánica es uno de los signos latentes del planeta, cuya función principal es ayudar a liberar la energía interna estabilizando todos los componentes que interactúan a nuestro alrededor. México es punto focal para estudiar los volcanes, debido a la localización dentro del Cinturón de Fuego, que se caracteriza por tener gran actividad volcánica, puesto que representa peligro inminente para el país y los países vecinos. En particular, en Chiapas existen dos volcanes activos muy importantes, el Chichón y Tacaná. El origen de ambos volcanes ha sido relacionado con la subducción de la placa oceánica de Cocos bajo un marco complejo de placas continentales de América del Norte y la del Caribe, respectivamente (Scolamacchia y Macías-Vázquez, 2014). El volcán Chichón, tuvo una erupción catastrófica en 1982, que ha representado el mayor desastre volcánico en la historia de México (Figura 1). El Tacaná no ha tenido erupciones significativas en tiempos recientes, sin embargo, tiene el potencial para producir un gran desastre, considerando su actividad eruptiva pasada y la cantidad de personas que viven en la cercanía de éste (Figura 2). Figura 1. Vista del cráter del volcán Chichón en marzo

10 Ambos volcanes se caracterizan por tener actividad de tipo explosivo que intensifica el peligro. Por este motivo, en este trabajo de investigación se ahondará en la dinámica de las erupciones explosivas principalmente, puesto que son las que probablemente se presentarán en caso de otra reactivación en cualquiera de los dos volcanes activos en Chiapas. Esto nos ayudará a entenderlos mejor y mitigar sus efectos en cualquiera de ellos. Figura 2. Vista del volcán Tacaná desde Unión Juárez en septiembre Se estudiaron los procesos de emisión de piroclastos (fragmentos de lava y magma generados en erupciones explosivas), para poder relacionar su dinámica con los peligros que ellos generan. Teniendo en cuenta que la dispersión de los productos volcánicos va a depender de la actividad interna de cada volcán y de si son explosivos o efusivos. En el caso de las erupciones explosivas, la descompresión rápida del magma generará piroclastos de diversos tamaños como cenizas (<2 mm), lapilli (entre 2 y 64 mm) y bloques y bombas (mayores a 64 mm) cuya cantidad y tasa de emisión definirá la magnitud de la erupción explosiva (Mendoza-Rosas y De la Cruz-Reyna, 2010). Las erupciones explosivas producen fenómenos volcánicos que tienen mayor potencial destructivo, como los flujos piroclásticos que se desplazan por los flancos del volcán destruyendo todo lo que hallan a su paso, y la generación de columnas eruptivas que alcanzan grandes alturas y que dispersan las cenizas a grandes distancias. La ocurrencia de estos fenómenos está controlada fundamentalmente por la dinámica eruptiva en la salida del cráter. 2

11 Para estudiar la dinámica eruptiva en erupciones explosivas, se analizarán videos de experimentos por descompresión rápida que simulan los procesos eruptivos en condiciones controladas para entender mejor la emisión de los piroclastos. En este trabajo se utilizaron programas especializados 1 para el cálculo de trayectorias de ceniza, a partir de las cuales podremos estimar la velocidad de emisión de partículas de diferentes tamaños en función de la presión aplicada. Se hará mención de la posible aplicación a los volcanes del sur de México (Chichón y Tacaná) que representan un peligro para el estado de Chiapas, debido al tipo de actividad explosiva que generan y el incremento de personas que habitan en las cercanías de ellos. Cabe mencionar que los resultados de este proyecto son generales y podrán ser aplicados para cualquier volcán con actividad explosiva. II. Marco teórico En el mundo hay alrededor de millones de personas habitando el planeta (Crossette, 2011, ONU, 2014), y se estima que alrededor del 10% de la población mundial vive a menos de 100 km de un volcán activo, y México no es la excepción, ya que al menos el 50% de su población vive a lo largo de la provincia volcánica conocida como Cinturón Volcánico Trans-Mexicano (CVTM), habitando en las cercanías de un volcán activo (Macías-Vázquez y Capra-Pedol, 2003). Las poblaciones que viven al pie de algunos volcanes aprovechan particularmente la fertilidad de los suelos por la caída de ceniza volcánica, así como los beneficios a la salud humana, y las piedras preciosas que emergen de ellos (EIRD, 2012). Además, los volcanes aportan enormes beneficios al hombre, como hermosos paisajes que son atractivos hoy en día de expediciones de turismo de aventura. Además, son muchos los productos volcánicos usados en la industria (Risso, 2000) y de igual forma las rocas volcánicas pueden ser utilizadas como material de construcción, junto con el material piroclástico que es usado de muchas maneras (p.e., ceniza y lapilli) para arreglar calles maltratadas. El vulcanismo forma también islas habitables (p.e., Islandia, Japón), o la actividad geotermal utilizada para spas, como fuente de energía (p.e., Nueva Zelanda, Islandia, México), y las aguas termales (p.e., Nueva Zelanda, México, Islandia, Japón, Ecuador, Colombia, Bolivia, Chile, Perú, Panamá, el Parque central Yellowstone en Estados Unidos, Jilamito en 1 ImageJ, Mtrack, estadísticas, gráficas, fórmulas, cálculos, entre otros. 3

12 Arizona, Atlántida en Honduras, y el pueblo de Coamo en Puerto Rico, entre otros) (Prieto, 2011). Los Volcanes. La palabra volcán significa literalmente montaña que humea. En castellano Volcán proviene del latín Vulcano, referido al dios del fuego de la mitología romana que a su vez deriva del dios Hefesto de la mitología griega (De la Cruz-Reyna, 2004). Un volcán es una abertura en la superficie de la Tierra por la que la roca incandescente (más conocida como magma) y otros materiales que se encontraban en las capas más internas de la corteza terrestre alcanzan la superficie (Figura 3). Cuando esos materiales expulsados se enfrían (y se vuelven sólidos) forman una estructura que por lo general tiene forma de cono (la montaña que rodea a la abertura) (Frers, 2004). Por lo tanto, un volcán activo es aquel que presenta algún tipo de actividad: interna, como sismos y explosiones o superficial, (como fumarolas y manantiales termales) (Macías-Vázquez, 1996). Todas estas manifestaciones se deben a la ocurrencia de un magma por debajo de éste, el cual llega a la superficie de la Tierra a través de una abertura central o una grieta larga (fisura). Dicha actividad puede liberar materiales eyectables (desechos que van desde trozos de roca de lava hasta cenizas, que pueden estar incandescentes), lava líquida y gases (vapor de agua (H2O), dióxido de carbono (CO2), dióxido de azufre (SO2), nitrógeno (N) y otros), en el ambiente circundante (CENAPRED, 2006). Figura 3. Descripción de la actividad y forma de un volcán. (http: //brainly.lat/, 2014). 4

13 Los volcanes son considerados, generalmente, como agentes destructores y causantes de pérdidas de vidas. En realidad, la actividad volcánica es también un importante proceso de construcción en la superficie terráquea desde la formación del planeta y así se han originado extensas cadenas montañas, tal como el Eje Neovolcánico de México, el Eje Volcánico de los Andes, la Cadena volcánica de Centroamérica, el Arco Volcánico Chiapaneco, etc. Cada vez que se produce un fenómeno eruptivo, se forman nuevas capas rocosas al solidificarse la lava y las cenizas. Los volcanes son la prueba más evidente de que el interior de la Tierra tiene una temperatura extremadamente alta (CENAPRED, 2004). La actividad volcánica en el sur de México y América Central está asociada con el proceso de subducción (figura 4). En general, la subducción ocurre cuando una placa oceánica se sumerge en el manto por debajo de una placa continental. Los fluidos liberados en la placa de subducción promueven la fusión parcial del manto por encima de éste, y el magma producido asciende a formar estructuras volcánicas en la superficie (Scolamacchia y Macías-Vázquez, 2014). Figura 4. Direcciones y velocidades del movimiento de las placas en centímetros al año. Las velocidades de la expansión del fondo oceánico (como se muestra con flechas y cifras negras) se basan en el espaciado de las franjas magnéticas datadas (anomalías). Las flechas coloreadas muestran los datos sobre el movimiento de placas obtenidas por la Interferometría basal muy larga (VLBI) 2 en localizaciones seleccionadas (Tarbuck y Lutgens, 2005). 2 VLBI, es una técnica de posicionamiento por satélite que utiliza el (GPS). Se utilizan grandes radiotelescopios para registrar señales de quásares (objetos casi estelares) muy distantes. Los quásares se encuentran a millares de millones de años luz de la Tierra, de modo que actúan como puntos de referencia estacionarios. Las diferencias de milisegundos en los tiempos de llegada de la misma señal a distintos observatorios con dirección a la Tierra proporcionan una manera de establecer la distancia precisa entre los receptores. Este método ha sido particularmente útil para establecer los movimientos a gran escala de las placas, como la separación que se está produciendo entre Estados Unidos y Europa (Tarbuck, y Lutgens, 2005). 5

14 La actividad volcánica está concentrada, en su mayor parte, en las mismas áreas que la actividad sísmica. Generalmente se encuentra en los límites de placas divergentes y convergentes, a veces en lugares de intraplaca y tal vez en unas pocas fallas de transformación. La mayor actividad volcánica de la tierra ocurre bajo el mar, a lo largo de las suturas entre las placas de corteza en las zonas de divergencia (Figura 5). Otra región importante de actividad volcánica se encuentra alrededor de la orilla del Océano Pacífico en una cadena de volcanes llamada el Cinturón de Fuego o Anillo de Fuego del Pacífico, el borde del Pacífico también presenta una intensa y permanente actividad sísmica, al mismo tiempo que existe una gran cantidad de volcanes activos debido a procesos de subducción de la placa oceánica bajo una placa continental (Gómez-Tuena et al., 2005). Figura 5. Dinámica de la corteza terrestre y los procesos volcánicos por subducción de placas. La mayoría de las erupciones volcánicas explosivas ocurren a lo largo de los límites convergentes, donde se produce la subducción de una placa debajo de otra, como en el punto (1) de esta figura (Vigil, 2011). Conforme la corteza oceánica se hunde debajo de la corteza continental, está sometida a presiones cada vez mayores. Cuando alcanza una profundidad aproximada de 100 km (2), la corteza oceánica libera fluidos que ascienden e inician la fusión parcial de la corteza continental suprayacente. La roca fundida, que se llama magma, asciende hacia la superficie y se acumula en cámaras magmáticas (3). La ruptura de la corteza terrestre a través de la cual el magma, los gases volcánicos y los fluidos hidrotermales llegan a la superficie es un volcán (USGS, 2011). La mayor concentración de volcanes terrestres se da en Indonesia, en una especie de prolongación del Cinturón de fuego. En América, el vulcanismo se presenta desde Alaska hasta la Patagonia, pasando por México, Centroamérica y los Andes. Otros están en las zonas del Mediterráneo, África oriental y bajo los océanos. 6

15 En el mundo existen alrededor de 1,300 volcanes continentales activos (entendiendo como activos aquellos que han mostrado alguna actividad eruptiva en los últimos 10,000 años). De éstos, 550 han tenido alguna erupción en tiempos históricos (esto es, han sido presenciadas o han afectado a seres humanos). Los volcanes activos mantienen una tasa eruptiva global de 50 a 60 erupciones por año, y en promedio, existen en todo momento unos 20 volcanes en actividad en distintos puntos del globo (Simkin y Siebert, 2002). Tabla 1. Desastres volcánicos a nivel mundial desde el año 1700 Causa Principal de la Mortalidad Volcán País Año Flujo Flujo de piroclástico lodo Tsunami Hambruna Awu Indonesia Oshima Japón * Cotopaxi Ecuador Makian Indonesia Papandayan Indonesia * Gamalama Indonesia Laki Islandia Asama Japón * Unzen Japón * Mayón Filipinas Tambora Indonesia Galunggung Indonesia Mayón Filipinas Nevado de Ruíz Colombia Awu Indonesia Cotopaxi Ecuador Krakatoa Indonesia Awu Indonesia Soufriere St. Vicente Mt. Pelée Martinica Taal Filipinas Kelud Indonesia Merapi Indonesia La Mington Papua (NG) * Agung Indonesia

16 El Chichón México Nevado el Ruíz Colombia Lago Nyoos Camerún víctimas por emisión de CO2 Pinatubo Filipinas Totales (según causa) Otras erupciones, más frecuentes pero con menor número de víctimas totalizan cerca de 10,000 muertes más. *Con gran avalancha de detritos, similar a la del Monte Santa Helena en (CENAPRED, 2008). La tabla 1 muestra una relación de los desastres volcánicos más importantes de los últimos 290 años y las causas principales de la mortandad asociada a cada uno de ellos. El potencial destructivo de los volcanes representa actualmente una amenaza a la vida y propiedades de millones de personas, cabe destacar que los datos sobre el volcán Chichón son mayores en cuanto a la cantidad de víctimas registradas, ya que en datos recientes se habla de poco más de 2,000 personas, (CENAPRED, 2008 y Ramos-Hernández, 2002). En varias partes del mundo donde están ubicados algunos volcanes activos se han realizado estudios sobre la percepción del riesgo volcánico, que sirven para comprender el grado de preparación y conocimiento que tiene la población cercana al volcán sobre los peligros que los podrían afectar en caso de una erupción. Muchos de estos estudios se han realizado durante períodos de calma o quietud volcánica, (D Ercole et al., 1995; Johnston y Houghton, 1995; Perry, 1990 en Gregg et al., 2003; Dominey-Howes y Minos-Minopoulos, 2004), otros se han hecho después de la crisis volcánica (Murton y Shimabukuro, 1974; Kartez, 1982; Saarien y Sell, 1985; Yoshii, 1992, todos citados en Gregg et al., 2003) y otros más durante y después de la crisis volcánica (Johnston et al., 1999, 2000), tomado de la tesis de: (Limón-Hernández, 2005). A principios de la década del siglo XX ocurrieron importantes actividades volcánicas en el continente americano y algunas de ellas causaron importantes desastres, como, el volcán Santa María, Guatemala en el año 1902, que se localiza en latitud N; longitud O, con una altura aproximada de 2,540m y esta a los 25km NE de Quetzaltenango. Este es un complejo de domo dacítico, (Rose, 1987). Las áreas dónde la mayor parte de la actividad efusiva-explosiva del Santiaguito, corresponden a los conos denominados el Brujo, el Monje y la Mitad, que están localizados al O del Cono Caliente. Un domo volcánico empezó a crecer dentro del cráter, el cual se le dio el nombre de Santiaguito, el cual sufrió un colapso parcial, dando origen a dos avalanchas. Se reportaron 6,000 personas fallecidas a causa de flujos piroclásticos u oleadas (nubes ardientes) y colapso de domo (Mercado y Ross, 1988, en Tanguy et al., 1998). 8

17 El Volcán Nevado del Ruíz, se localiza en el eje de la Cordillera Central de Colombia latitud N, y longitud W, alcanza los 5,321 m.s.n.m. y corresponde a un estratovolcán activo (Mejía, et al, 2012). La población de Armero, ubicada a poco menos de 50 km del volcán, fue golpeado por lahares, muriendo más de 20,000 de sus 29,000 habitantes el 13 de noviembre de La gran variedad de volcanes en México representa un peligro importante para la población. En particular, Chiapas entra a ser un factor importante de estudio debido a sus 2 volcanes activos, Chichón y Tacaná (Macías-Vázquez y Capra-Pedol, 2005). La mayor parte de la corteza continental del estado de Chiapas se encuentra dentro de la placa Norte Americana la cual está en contacto tectónico con la placa Caribe a lo largo de la zona de fallas Polochic-Motagua. Estas dos placas a su vez se encuentran en contacto por subducción con la corteza oceánica de la placa de Cocos, al poniente (Thorne y Terry, 1995). Por eso el estado de Chiapas es especialmente inestable por la dinámica de las placas, que empezó en el Mioceno hace más de 25 millones de años, elevó la Tierra desde el mar dando lugar a las imponentes elevaciones de la Sierra Madre de Chiapas, generando fusión de magma en profundidad para ascender por zonas de debilidad cortical y formar los volcanes (Figura 6). Al mismo tiempo que la subducción y la elevación formaban las sierras y serranías, se produjeron erupciones volcánicas y frecuentes cataclismos (Lome, 2013). Figura 6. Marco tectónico regional que contribuyen a la inestabilidad en el estado de Chiapas por las fallas Polochic y Motagua (Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 2014). 9

18 En la actualidad la superficie volcánica en Chiapas, representa sólo el 2.15% (alrededor de 1, km 2 del territorio nacional), pero éstos fenómenos han producido devastaciones que exceden al ámbito cercano del volcán, como sucedió con la erupción del volcán Chichón en 1982, cuyos productos emitidos se dispersaron en más de la mitad del territorio chiapaneco, mientras que la columna de cenizas alcanzó la estratósfera, fue capaz de alterar el clima en los siguientes cinco años después de la erupción, por lo que es importante entender la alteración que significa en el medio ambiente, sociedad, economía, salud tanto física como mental, pérdida de cultura, entre otros problemas causados por los productos de una erupción (Macías-Vázquez, 2011). La actividad volcánica en Chiapas se presenta en complejos volcánicos del norte de Chiapas, Depresión Central, Soconusco y Sierra Madre, llamado Arco Volcánico Chiapaneco. Posee cerca de 14 edificios volcánicos, de los cuales sólo 2 se consideran activos: Chichón y Tacaná, con registros de actividad eruptiva histórica reciente (menos de 10,000 años) (CENAPRED, 2002). La última actividad se presentó en el siglo pasado, cuando se produjo la estremecedora erupción del volcán Chichón el 28 de marzo de 1982 y en 1986 se presentó una reactivación en el volcán Tacaná. El volcán Chichón se dio a conocer a la comunidad geológica del país en 1930 cuando un grupo de pobladores de la región notificaron a las autoridades locales, que en el cerro conocido como la Unión o Chichonal se escuchaban retumbos y se movía la tierra. Como consecuencia de estas declaraciones, el Instituto Geológico encomendó al geólogo Müllerried el estudio de estos fenómenos. Müllerried (1933), reportó que el Chichón consistía en un cráter y un domo central, entre los cuales existía un pequeño lago y varias fumarolas con temperaturas cercanas a los 90 C, lo que concluyó que el Chichón era un volcán activo (Macías-Vázquez, 2005). Los estudios modernos en torno al volcán Tacaná iniciaron de manera casual con los temblores ocurridos el 22 de septiembre de 1902 y con la erupción de 1902 del volcán Santa María, Guatemala, ocurrida el 24 de octubre de ese mismo año. Estos eventos captaron la atención de varios geólogos, entre ellos Böse (1902) quien acudió a la región para realizar observaciones geológicas. En 1986, el volcán Tacaná presentó su último evento hasta ahora conocido, el cual fue precedido por actividad simovolcanica, evento que fue estudiado por investigadores como De la Cruz Reyna, Macías Vázquez, entre otros quienes junto con especialistas extranjeros, determinaron que el evento no significaba en ese entonces un peligro para la población y se reconoce como un primer manejo del riesgo volcánico, ya que no fue necesario realizar una intervención de evacuación. 10

19 Clasificación de Erupciones Una erupción volcánica es la emisión de magma y gases a alta temperatura. Los factores principales que influyen en el tipo de actividad presentada por los volcanes son la viscosidad del magma (mientras más viscosos tienden a ser más explosivos) y el contenido de gases (Wallace y Anderson, 2000). Por lo tanto, las lavas félsicas (con SiO2> 63%) son muy viscosas y generan erupciones volcánicas principalmente explosivas. Por otro lado, las lavas máficas (con SiO2<55%) en general tienden a ser mucho menos viscosas, son emitidas efusivamente y pueden recorrer grandes distancias antes de solidificarse (Figura 7). Figura 7. Cantidad de magma que interviene, ritmo de emisión y contenido en gas, determinan el mecanismo eruptivo. La peligrosidad de la erupción y la posibilidad de pronóstico son tanto mayor, cuanto mayor sea la cantidad de magma que vaya a movilizarse en poco tiempo (Araña y Ortiz, 1984). Newhall y Self (1982), propusieron el Índice de Explosividad Volcánico IEV, como una escala que permite clasificar las erupciones volcánicas utilizando un único número entero, de manera análoga a la escala de Richter utilizada en sismología. Se concluye que el tamaño de las erupciones volcánicas se manifiesta a través de cinco parámetros cuantificables (Walter, 1980): 11

20 La intensidad, que es la tasa de descarga del magma, la cual está ligada a la altura de la columna (kg/s). La magnitud que es la cantidad de magma emitido (en km 3 ). El poder dispersivo que es el área cubierta por el material emitido. La violencia que es la distribución de productos según su momento. El potencial destructivo, como un indicativo del área donde podría ocurrir la destrucción de edificios, sembradíos o vegetación. Es así como esta escala se ha convertido en la cuantificación de una medida para la explosividad de una erupción. Esta escala varía entre 1 y 8, agrupando algunos de los parámetros ya definidos, debido a que se asume una interrelación entre ellos, de esta forma, a mayor violencia suele corresponder un mayor poder dispersivo (Tabla 2). La frecuencia de los eventos explosivos es inversa al IEV y se han desarrollado modelos estadísticos (distribuciones de Poisson o Cadenas de Markov, por ejemplo), como un esfuerzo de carácter predictivo (Astiz y García, 2002). 12

21 Descripción General Tabla 2. Criterios del Índice de Explosividad Volcánica (IEV). Modificado de Simkin y Siebert (1994). Volumen de Tefra (m 3 ) No explosiva Pequeña Moderada Moderada- Larga Muy larga Altura de la columna (km) Larga Descripción cualitativa Tipo de erupción Duración Sobre el cráter (explosión Ligero Efusivo Explosivo Cataclismo Paroxismal Colosal Severo Violento Terrible continua) Sobre el nivel del mar Máx. Explosividad Stromboliano Pliniano Hawaiano Vulcaniano Ultra-pliniano 1 hr Inyección de materiales en la troposfera Flujo de lava Domo o flujo de lodo Freático Explosión o nube ardiente Inyección de materiales en la estratósfera Despreciable Menor Moderado Substancial Nulo Nulo Nulo Posible Moderado Significativo Número de erupciones El número de erupciones se refiere hasta Se asigna el valor de IEV=2 a las erupciones reportadas, pero sin mayores elementos de descripción, lo que explica el elevado número de erupciones con IEV=2 indicado. 13

22 El peligro volcánico está definido como la probabilidad de que un área en particular sea afectada por un evento volcánico destructivo dentro de un periodo de tiempo, por otra parte, el riesgo volcánico es la multiplicación del peligro volcánico por la vulnerabilidad y por el número de vidas humanas en juego, o el valor capital expuestos a los eventos destructivos (Marzocchi et al., 2004; UNESCO, 1972; Fournier d Albe, 1979). Entre los peligros asociados a las erupciones volcánicas se destacan: flujos de lava, flujos piroclásticos o nubes ardientes, flujos de lodo o lahares, avalanchas de escombros, colapsos sectoriales del edificio, sismos, caída de partículas, incluidos proyectiles y lluvia ácida, la emisión de gases nocivos para la vida, tormentas eléctricas y ondas acústicas de choque. Sus efectos pueden ser devastadores, como lo atestiguan numerosos casos en todo el mundo; por ejemplo, los materiales emitidos por la pluma volcánica pueden ocasionar laceraciones, quemaduras, abrasión, sepultura, asfixia, irritación de ojos, colapso de edificios y contaminación de agua y alimentos, cuando son depositados por efectos de la gravedad y tienen notables efectos en el clima e incluso pueden afectar a la navegación aérea (Sparks et al., 1997). II.2.1 Erupciones efusivas La actividad efusiva se caracteriza por el ascenso lento del magma (<1m/s), la liberación no explosiva de la fase gaseosa, tasas de despresurización pequeñas (<1 MPa/s) y se manifiesta generalmente con la emisión de coladas de lava que pueden alcanzar algunas decenas de km (Kilburn, 2000). Estas se generan comúnmente en las islas de Hawaii, y es por eso que se les dice de tipo hawaianas. Debido a que la actividad es moderada pues su composición magmática es principalmente basáltica y tienden a ser fluida, pero con grandes volúmenes. La expulsión del material es de forma tranquila, debido a que no existe gran acumulación de gases y tampoco es tan viscosa para tener una erupción tipo explosiva. Las características de este tipo de erupciones es que pueden llegar a emitir cantidades considerables de lava (varios km 3 de volumen), y pueden tener una actividad ya sea de horas, días o meses, e incluso hasta vaciarse la cámara magmática o quedar en completa estabilidad. El material emitido principalmente es lava líquida a altas temperaturas que pueden desplazarse por los flancos del volcán y recorrer grandes distancias (Figura 8). Es por eso que este tipo de actividad puede ser estudiada de mejor manera ya que no presenta tanto peligro como las actividades explosivas y sus consecuencias (Macías-Vázquez y Capra-Pedol, 2005). 14

23 Figura 8. Volcán Kilauea en Hawaii (J.D. Griggs el 31 de enero de 1984). II.2.2 Erupciones explosivas En las erupciones explosivas, el magma que es el material fundido de la roca dentro de la cámara magmática, asciende y se transforma en una mezcla de gas y piroclastos que salen expulsados violentamente por el cráter del volcán. La energía de una erupción explosiva se debe a la expansión de los gases que inicialmente tenían un exceso de presión y se expanden hasta alcanzar la presión atmosférica. La actividad volcánica explosiva es la más peligrosa debido a la acumulación de gases, temperatura y viscosidad (Figura 9). Existen factores que controlan la explosividad de las erupciones como son, una nueva inyección de magma (Williams et al., 1986), la acumulación interna de la presión, la viscosidad del magma (Sparks et al., 1997), el gas contenido y si el sistema de conductos se sella (Delgado et al., 2001). Durante la expansión de los gases, estos impulsan a los piroclastos y los aceleran hasta alcanzar grandes velocidades (Sparks, 15

24 1978). Los piroclastos más grandes se separan rápido de la columna eruptiva y se mueven siguiendo trayectorias aproximadamente parabólicas que se llaman proyectiles balísticos. Figura 9. La columna eruptiva es la característica más representativa de una erupción explosiva (Araña y Ortiz, 1984). Las partículas más finas se mantienen unidas al gas en la expansión. Si la densidad de la columna eruptiva es muy grande, colapsa y produce flujos piroclásticos que se mueven a grandes velocidades y son muy destructivos. Si la densidad es relativamente pequeña, los piroclastos se mueven en una columna eruptiva que puede llegar a alcanzar grandes alturas (Macías et al., 2011). Los peligros asociados a cada uno de estos escenarios son muy diferentes y dependen en gran medida del acoplamiento mecánico entre el gas y los piroclastos. Se dice que los piroclastos están bien acoplados si su velocidad es la misma que la de los gases, mientras que se dice que están mal acoplados si su velocidad es mucho menor y se separan relativamente rápido. El grado de este acoplamiento depende principalmente del tamaño de los piroclastos, pero este proceso no se entiende bien especialmente en erupciones Vulcanianas (Dingwell, 1998; Alidibirov et al., 2000). La dinámica de los gases en una erupción volcánica y los piroclastos son los que determinan los efectos de las erupciones, sin embargo, por su misma naturaleza 16

25 violenta no se pueden estudiar directamente, ya que el nivel de peligrosidad es alto, por lo que en este caso, los experimentos representan una alternativa para entender las erupciones explosivas y los parámetros que las controlan para poder determinar los posibles peligros volcánicos y sus alcances. Hasta la fecha no se tiene un modelo que evalúe cuantitativamente el tamaño de las partículas en la dinámica eruptiva (Alatorre-Ibargüengoitia et al, 2010). Tipo de erupciones Existen diferentes tipos de erupciones dependiendo de las características particulares internas de cada volcán, ya que cada uno tendrá una estructura y composición diferente que va a regir su comportamiento. II.3.1 Hawaiana Las erupciones de tipo hawaianas (Figura 10), son llamadas así porque principalmente se dan en las islas del archipiélago de Hawaii, que consta de 7 islas, todas las islas se formaron por la acción de los volcanes que surgían del fondo del mar, a partir de una fuente de magma denominada punto caliente por el geofísico canadiense Wilson en 1963 (Murcia, 2009). Este tipo de erupción es catalogado como la de menor peligro; ya que tiene una composición basáltica que generan lavas que se pueden desplazar a grandes distancias y ocupar volúmenes muy altos pero que viajan a velocidades relativamente lentas que permite que las personas se alejen sin sufrir ningún daño. Una de las características principales de éste tipo de erupción es que los volcanes de tipo Hawaiano pueden tener una actividad de horas, días y meses e inclusive ser vaciada la cámara magmática. Es por eso es que ocupan gran volumen en los fondos oceánicos y pueden alcanzar distancias de varios kilómetros, dependiendo de la fluidez, temperatura y topografía del terreno (Macías-Vázquez y Capra-Pedol, 2005). 17

26 Figura 10. Lavas del volcán Kilauea, en Hawai. Foto: Ken Rubin (Marcedo-Franco, 2012). Debemos tener claro 2 definiciones muy importantes. La primera que es la magnitud, es la cantidad de materia emitida durante una erupción, usualmente en kilómetros cúbicos (km 3 ). La segunda es la intensidad, es la tasa a la que el material es emitido durante una erupción, generalmente expresada como la tasa de emisión de masa en kilogramos por segundo (kg/s) (Sigurdsson, 2000). Las erupciones efusivas tienen lavas que abarcan al menos 8 órdenes de magnitud (Tabla 3). Algunas erupciones de lava alcanzan una masa grande, simplemente porque la erupción dura mucho tiempo. La erupción del volcán Soufriére Hills en Montserrat arrojó más de 6x10 11 kg (una magnitud de 4.8) de lava andesítica entre noviembre de 1995 y marzo La erupción de mayor duración es la del Santiaguito, Guatemala, ha expulsado a lo largo de 2x10 12 kg de lava desde Erupción Laki, Islandia, 1783 Mauna Loa, Hawaii, junio 1950 Sakujarima, Japón, Magnitud total (kg) Tabla 3. Magnitud, intensidad de algunas erupciones efusivas Energía térmica liberada (J) Total de energía sísmica liberada (J) Tasa de la pluma de erupción (kg s -1 ) Tasa de erupción significativa (kg s -1 ) Magnitud Intensidad 3x x x x x x10 6 5x x x x x

27 1914, flanco oeste Lonquimay, Chile x x x x Etna, Italia, x x x Hekla, Islandia, 3x x x10 6 7x Etna, Italia, x x x Nyiragongo, Zaire, x x >10 Kilauea, Hawaii, 3x x x marzo, 1965 Kupalanah, Kilauea, Hawaii, 8x10 9 1x Centro 5, Oldoiyo Lengay, Tanzania, x x La masa de material expulsado durante las erupciones explosivas se extiende por al menos 9 órdenes de magnitud (Sigurdsson, et al., 1999). II.3.2 Estromboliana Este tipo de erupción hace referencia al volcán Stromboli en una de las islas Eolias del archipiélago volcánico del norte de Sicilia en Italia. La capacidad de generar muertes es un poco mayor a la de tipo Hawaiana, por eso incrementa el peligro asociado a este tipo de erupción (Figura 11). Tiene una composición basáltica, pero a su vez tiene un incremento de gases lo que provoca que la actividad tenga asociado más peligros. Son generalmente más viscosas y a su vez pueden tener mayor volumen, y se les asocia erupciones cortas o prolongadas (Macías-Vázquez y Capra-Pedol, 2005). Generalmente involucran magmas poco viscosos (principalmente basálticos o basáltico-andesíticos), pero que ascienden con velocidades del orden de pocos metros por segundo. Esto permite que se formen burbujas de gas en zonas relativamente profundas, las cuales ascienden y aumentan su volumen por la disminución de presión y por coalescencia. Al llegar a niveles más superficiales, la ruptura de las burbujas produce explosiones discretas que se suceden a intervalos 19

28 de pocos minutos, y pueden ser acompañadas por derrames de lava, (Llambías et al.; 2010). El proceso de cada explosión corresponde al ascenso de una burbuja en donde los fragmentos arrojados corresponden al magma que rodea a la burbuja, lo que implica un continuo, aunque escaso, aporte de material juvenil desde zonas profundas. La transición entre el estilo hawaiano y el estromboliano depende principalmente de la velocidad de ascenso del magma (Parfitt y Wilson, 1995). Figura 11. Fuegos artificiales en el volcán Stromboli, Italia. La foto fue tomada en primavera y muestra una explosión al NE (Müller, 2009). II.3.3 Vulcaniana Este tipo de actividad se le denomina así ya que es nombrado por el dios del fuego romano (Vulcano) que le da nombre al volcán que se ubica en la parte sur de las islas Eólicas en Italia. Este tipo de erupciones tiene expulsiones menos frecuentes que las estrombolianas, ya que es limitado por un domo lo que provoca que la energía y gases sean acumulados hasta romper el conducto y producir explosiones de material juvenil (Figura 12). 20

29 La explosión generada es mayor que las anteriores y por la acumulación de gases y presión, la columna puede llegar a alcanzar más de 20 km de altura. El magma tiene una composición básica intermedia-andesítica. Este tipo de explosión tiene características muy concretas que la identifican de otras. La principal característica de las erupciones vulcanianas es que tiene una duración corta de segundos a minutos y la actividad eruptiva es violenta. Tienen velocidades altas de eyección ( m/s) y expulsan bloques y bombas a mayores distancias (hasta 5 km del cráter) que cualquier otro tipo de erupción (Macías-Vázquez y Capra-Pedol, 2005). La actividad explosiva de eventos vulcanianos se les atribuye a varios mecanismos. Uno es el fracturamiento de la capa superficial o domo de roca, bajo la cual ha acumulado gases magmáticos. Otro mecanismo implica la interacción del magma ascendente con agua externa como erupciones por lagos cratéricos. La participación de agua externa se propuso, en parte, basándose en la similitud entre los depósitos eruptivos de tipo vulcanianas y de los maars (Sigurdsson H, Morrissey M, et. al, 1999). Es común que estas erupciones explosivas de dimensiones moderadas eyecten grandes cantidades de cenizas volcánicas, así como bombas y otros materiales fragmentarios, (Byrd et al; 2011). Figura 12. Vista de volcán Sarychev islas Kuriles, al noreste de Japón. Durante una etapa temprana de erupción, tomada desde la Estación Espacial Internacional. La columna de cenizas, que se ve desde lo alto, perforó el manto nuboso arriba del volcán. Se puede ver un flujo piroclástico en una ladera del volcán, (NASA, 2009). 21

30 II.3.4 Pliniana El nombre es atribuido al naturalista que vivió en Nápoles Plinio el viejo (Figura 13) y la descripción de este tipo de erupción a su sobrino Plinio el joven, que sobrevivió a la erupción del Vesubio que causó el desastre de Pompeya y Herculano en el año 79 d.c. (Macías-Vázquez, Capra Pedol, 2005). Figura 13. Volcán Vesubio, Italia, año 79 d.c. Pintura de Plinio el joven (Macedo-Franco, 2012). Las explosiones de tipo pliniana son erupciones que tienen intensidades de entre 11 y 12 horas, correspondiente las tasas de erupción masiva y de kg/s y que pueden enviar penachos a la atmósfera de entre 25 y 55 km por encima de la 22

31 superficie de la tierra provocando alteraciones significativas a nivel mundial (Sigurdsson, Houghton, et al, 1999). Las erupciones explosivas se extienden por al menos 9 órdenes de magnitud (Tabla 4). Los eventos explosivos más pequeños algunas veces se documentan, y sus depósitos se conservan aún más raramente. Tabla 4. Magnitud, intensidad y poder de salida de algunas erupciones explosivas. Erupción Toba, ca 75 ka B.P Tambora, Indonesia, d.c Taupo, Nueva Zelanda, ca. d.c.180 Novarupta, Alaska, 1912 Krakatoa, Indonesia,1 883 Santa María, Guatemala, 1902 Pinatubo, Filipinas, 1991 Vesuvio, Italia, d.c. 79 Bezymiany, Russia, 1956 Monte St. Helena, EUA, 1980 Augustine, Alaska, 31 marzo, 1986 Magnitud total (kg) Energía térmica liberada (J) Total de energía sísmica liberada (J) Altura máxima de la pluma de erupción (km) Tasa máxima de erupción en la formación de la pluma (kg/s) Potencia de salida (W) Magnitud Intensidad 7x x x x x10 8 4x x x x x x x x x x ca. 5x10 7 Ca. 5x x x x10 8 2x x x x10 8 4x x x x10 8 2x x x x x x10 7 2x x x x10 6 9x

32 Augustine, 27 marzo, 1x x x x Augustine, 30 marzo, 4x10 8 5x x10 4 9x Augustine, 27 marzo, 3x10 7 4x x Augustine, 6 abril, x x x La masa de material expulsado durante las erupciones explosivas se extiende por al menos 9 órdenes de magnitud (Sigurdsson, et al., 1999). Este tipo de erupciones inician cuando las rocas que se encuentran sobre la cámara magmática se fracturan debido a la sobrepresión por la inyección de un nuevo magma desde niveles más profundos, y la exsolución de volátiles por la cristalización y mezcla de distintos cuerpos magmáticos o por factores externos como terremotos tectónicos (Cioni et al., 2000). El magma empieza a ascender y experimenta una disminución en la presión que progresivamente induce la sobresaturación y liberación de los volátiles disueltos, lo que genera la formación de burbujas (Figura 14). La viscosidad elevada del magma generalmente (de composición dacítica y riolítica en este tipo de erupciones), no permite una separación eficiente entre la fase liquida y gaseosa, por lo que la diferencia de velocidades entre ambas es pequeña (Cioni et al., 2000). Al continuar el ascenso del magma hacia la superficie, la presión litostática disminuye, la presión interna del magma aumenta y las burbujas de gas empiezan hasta que eventualmente producen la fragmentación del magma, que puede ser expulsado hacia la atmósfera con velocidades del orden de cientos de metros por segundo (Wilson, 1980). 24

33 Figura 14. Esquema de una explosión de tipo pliniana. Se muestran las diferentes zonas desde la cámara magmática hasta la columna eruptiva, la variación de la densidad, presión y velocidad en el conducto de la mezcla explosiva, y los principales procesos asociados al flujo de magma en el conducto y a la formación de la columna eruptiva (Modificada de Cioni et al., 2000). En el siglo XX se han visto varias erupciones plinianas importantes, como las de los volcanes Spurr, en Alaska (1992); Pinatubo, en las Filipinas (1991); El Chichón, en México (1982); Santa Helena, en el estado de Washington, EE.UU. (1980); y Agung, en Indonesia (1963). Las erupciones plinianas pueden inyectar en la estratosfera enormes cantidades de dióxido de azufre, que se convierte en aerosoles que luego se desplazan alrededor del mundo, transportados por los vientos a grandes alturas. Como los aerosoles bloquean la luz solar, provocan una leve disminución de las temperaturas en la superficie a nivel mundial. Se detectó un enfriamiento mundial después de las erupciones de Pinatubo, en las Filipinas (1991), El Chichón, en México (1982) y Krakatau (1883) y Agung (1963), en Indonesia. Es probable que la erupción masiva de Tambora, en Indonesia (1815), causara "el año sin verano" (1816) en el noreste de EE.UU., Canadá y Europa occidental. Debido a su naturaleza explosiva y a la cantidad de cenizas y gases que inyectan en los niveles altos de la atmósfera, es importante saber 25

34 dónde ocurren las erupciones plinianas. Las erupciones que ocurren en las regiones tropicales tienen mayores probabilidades de producir impactos mundiales, porque los aerosoles que generan se distribuyen por ambos hemisferios, el norte y el sur (Byrd, 2011). Otra erupción de tipo pliniana fue la del Chichón en 1982, que causó la destrucción de la cúpula, quedando un volcán abierto con un lago en su interior (Figura 15). Figura 15. Vistas aéreas oblicuas del volcán. Chichón mirando hacia el oeste, muestran su estado antes y después de la erupción de En la vista anterior al acontecimiento sobresalen las áreas despejadas para la agricultura. El cráter mide alrededor de 1 km de ancho. Foto "antes": René Canul. Foto "después": W. A. Duffield, (Duffield, 2002). II.3.5 Peleana Estas son las erupciones potencialmente más desastrosas. El magma es muy viscoso, y se solidifica antes de salir al exterior, taponando el conducto volcánico que impide el escape del material altamente explosivo por el contenido de gases que queda atrapado. El tapón se va empujado por la presión de los gases de la cámara magmática, hasta que se destruye violentamente originando una explosión lateral. Se generan nubes ardientes de polvo y gas que se desplazan pendiente abajo arrasando todo a su paso, como ocurrió en el Monte Pelee (Martinica) y Krakatoa (Indonesia). La actividad arroja explosiones de moderadas a violentas de bloques de lava, ceniza y nubes ardientes en avalancha. También existen depósitos de ceniza, pómez y domos viscosos, (Moran y Shapiro, 1999). 26

35 Este tipo de erupción también es caracterizada por el crecimiento de un domo de lava viscosa, el cual puede ser destruido por un colapso gravitacional o por explosiones de corta duración, produciendo flujos piroclásticos o nubes ardientes. Este término proviene del volcán Montagne Pelée, en Martinica (Macedo-Franco, 2012). Figura 16. Pluma volcánica del Monte Pinatubo en Visto desde la Base aérea Clark (a unos 20 km al este del volcán). La columna alcanzó 18 km de altura de una serie de erupciones explosivas. Tres días después, la erupción más de gran alcance produjo una pluma que se elevó a casi 40 km, penetrando a la estratósfera (Dave Harlow, USGS, 1995). II.3.6 Freática La erupción volcánica freática o explosión de vapor, barro u otro material que no está incandescente; está motivada por el calentamiento y consiguiente expansión del agua contenida en el suelo debido a la cercanía de una fuente ígnea de calor, moderadamente explosiva, en donde hay contacto de gases calientes con agua subterránea, pero no magma (CENAPRED, 2006). Las erupciones freáticas ocurren cuando un magma provoca, indirectamente el calentamiento de un cuerpo de agua y la subsiguiente explosión de vapor. Esto ocurre a menudo cuando un magma llega cerca de la superficie y recalienta el agua subterránea que está bajo el volcán: el agua se transforma en vapor y provoca una explosión. Erupciones de este tipo son bastante comunes y producen importantes cantidades de ceniza, como es habitual en el San Cristóbal (Nicaragua) o en el Poás (Costa Rica). Estas son relativamente pequeñas, y solamente son peligrosas 27

36 cuando se está cerca del punto de emisión. Cuando ocurren durante largos periodos de tiempo, pueden provocar un importante deterioro de las condiciones ambientales en la zona de influencia del volcán. Además, dado que ocurren cuando un magma se acerca rápidamente a la superficie, las erupciones freáticas pueden ser un anuncio de que se avecinan eventos más importantes (Andrés-Pastor y Rodríguez-Pérez, 2008). La vaporización de esta agua produce la fragmentación de las rocas confinantes, por lo tanto, los depósitos están compuestos solamente por fragmentos líticos accidentales. Esta última variedad eruptiva ha sido también denominada ultravulcaniana (Mercalli, 1907), aunque este término es ahora poco usado. Las erupciones freáticas y freatomagmáticas forman parte del hidrovulcanismo (Wohletz y Heiken, 1992). Figura 17. Esquema interpretativo de la erupción freática. (Petrinovic et al; 2005). II.3.7 Freatomagmática Un magma puede entrar en contacto directo con un cuerpo de agua (un lago, por ejemplo). Cuando esto sucede, el intenso calor del magma provoca que el agua se transforme en vapor casi instantáneamente, dando lugar a una explosión. Esta explosión, a su vez, provoca que el magma se rompa en muchos fragmentos. Pero estos fragmentos calientes vuelven a entrar en contacto con el agua, la cual vuelve a explotar y a formar fragmentos de magma más pequeños. Este proceso se repite 28

37 hasta que el magma se rompe en fragmentos muy pequeños (tipo ceniza) que ya se han enfriado, o hasta que ya no hay más agua disponible. Este tipo de reacciones provocan algunas de las explosiones volcánicas más potentes. Son muy peligrosas, ya que pueden lanzar fragmentos de roca a grandes distancias, pero también porque el material eyectado está menos caliente y es más denso. Así, estas rocas pueden formar más fácilmente flujos piroclásticos (Andrés-Pastor y Rodríguez-Pérez, 2008). II.3.8 Freato-plinianas Son erupciones freatomagmáticas en que, en términos de área de dispersión, volumen y cálculos de alturas de columnas de erupción, sus depósitos son similares a los plinianos. Sin embargo, su extrema fragmentación debida a la interacción agua/magma, sobrepuesta a la fragmentación trasmitida por la vesiculación temprana, da una distribución de tamaños de grano más complejos y mucho más finos que el homólogo pliniano. Los depósitos son de composición silícica, de grano fino, aun cerca de la fuente, y son ampliamente dispersos, lo cual sugiere que fueron formados de una columna de erupción alta. Otras características como: horizontes de oleadas basales cerca de la fuente, unidades bien estratificadas y la presencia de lapilli acrecional indican que pueden ser producto de la interacción de magma con agua (Self y Sparks, 1978), tomado de la tesis (Cano-Cruz, 2007). Peligros volcánicos El peligro es un fenómeno volcánico que presenta una amenaza potencial para las personas o la propiedad, en una determinada área y dentro de un periodo dado. La actividad volcánica, es un evento o proceso que puede causar daños potenciales. Existen peligros volcánicos directos o primarios e indirectos o secundarios. Entre los peligros volcánicos o primarios se encuentran derrames de lava, caída de ceniza, flujos piroclásticos, y derrumbes del volcán, que son emitidos durante la actividad volcánica. En cambio los peligros indirectos o secundarios son los eventos que ocurren como consecuencia de la actividad volcánica, ya sea durante o tiempo después de la misma, como pueden ser los flujos de lodo (lahares), sismos, tsunamis, inundaciones debidas al cambio de drenaje al rededor del volcán, efectos atmosféricos, hambrunas y enfermedades posterupción. 29

38 Figura 18. Algunos peligros como los lahares y los deslizamientos volcánicos también pueden ocurrir aunque el volcán no esté en erupción (USGS, 2000). II.4.1 Derrames o flujos de lava Durante las erupciones de tipo efusivo, el material fundido en estado incandescente (magma) es emitido de manera tranquila en la superficie del planeta y se le conoce como lava. Estas erupciones efusivas forman fuentes, lagos y ríos de lava. Es así como los derrames de lava son flujos que viajan pendiente abajo siguiendo la morfología del terreno. Estos flujos avanzan a velocidades relativamente bajas (<45/h) si lo comparamos con otros peligros volcánicos, por ello rara vez presentan peligro para la vida humana. Sin embargo, los derrames de lava, pueden sepultar, destruir y quemar todo a su paso, como ocurrió en la erupción del volcán Paricutín, que sepultó a los poblados de Paricutín y San Juan Parangaricutiro. 30

39 II.4.2 Caída de ceniza En las erupciones de tipo explosivo el magma es contenido en el interior del volcán a presiones tan elevadas que al momento en el que ocurre una explosión, el magma se rompe en pedazos formando fragmentos de pómez, rocas, cenizas y gases. La explosión proyecta el material volcánico a velocidades supersónicas formando en ocasiones columnas eruptivas verticales. Otros fragmentos pueden ser lanzados como proyectiles balísticos en las cercanías del cráter, impactándose contra el terreno, partiéndose en pedazos y formando grandes depresiones o agujeros. II.4.3 Flujos y oleadas piroclásticas Son flujos de material volcánico que están compuestos por fragmentos de rocas pómez o escoria y gases volcánicos, que son producidos por volcanes de tipo explosivo. Los fragmentos pueden tener dimensiones variables, desde bloques de varios metros hasta partículas de ceniza. Estos flujos se mueven por gravedad junto con la topografía del terreno y viajan a velocidades elevadas en las laderas del volcán, destruyendo y quemando todo lo que encuentran a su paso, debido a sus altas temperaturas de emplazamiento. Si la concentración de los fragmentos sólidos (roca, pómez, escoria, etc.) respecto al gas dentro del mismo flujo es alta, se forman flujos piroclásticos, los cuales tienen a canalizarse en las barrancas que circundan el volcán. La velocidad con la que ocurren estos flujos y la cantidad de material que transportan es tan elevada que rellenan las barrancas en segundos o minutos. Si por el contrario, la cantidad de fragmentos sólidos es menor con respecto a la cantidad de gas, se forman oleadas piroclásticas, que son flujos diluidos que son capaces de sobrepasar obstáculos altos a velocidades elevadas. Otro flujo es por una explosión lateral o dirigida del volcán. Estas explosiones se producen por el derrumbe gigante de un flaco del volcán que provoca la descompresión repentina del magma en su interior, produciendo una explosión violenta. La explosión provoca un flujo de materiales volcánicos conocido como blast, que es muy similar a una oleada piroclástica. 31

40 II.4.4 Avalancha de escombros Es un flujo seco de rocas producido por el derrumbe de una parte del edificio volcánico. La masa de rocas o avalancha está compuesta por pedazos gigantes del volcán que se mueven por gravedad hacia las partes bajas del mismo. El derrumbe del edifico puede tener diversas causas, como la intrusión de un nuevo cuerpo de magma por debajo del edificio volcánico, que causa desestabilización y provocando el derrumbe. Existen otras causas que pueden provocar el derrumbe de un volcán: la actividad sísmica intensa, o la alteración de las rocas del edifico debido a la infiltración de agua de lluvia, casquetes de hielo, etc. Las avalanchas son flujos granulares de rocas que se mueven a grandes velocidades (alrededor de 100km/h). II.4.5 Lahares (flujos de escombro) Es un flujo de lodo compuesto por agua y material volcánico que se origina en los flancos del volcán. Un aspecto importante es que pueden originarse durante o después de una erupción; esto es, representan un peligro volcánico de tipo secundario. Dado que el material producido por los peligros volcánicos primarios (caída y flujos) no estpan consolidados, y fácilmente pueden ser removidos por lluvia torrenciales y los manantiales en las laderas del volcán. Debido a su contenido de material fino (limo y arena), los lahares son muy viscosos y densos, por lo cual se asemejan a coladas de concreto que les permite transportar grandes bloques de roca, árboles, casas, automóviles, etc., por varios kilómetros. II.4.6 Tsunamis Es una o varias olas anómalas provocadas por el desplazamiento de una masa de agua. El origen de esta masa puede ser un temblor con epicentro en el fondo del océano o por un deslizamiento de rocas que entra en un cuerpo de agua, ya sea en el océano o en un lago. En el caso particular de la actividad volcánica, los fenómenos que pueden provocar un tsunami son: temblores de magnitud de magnitud importante asociados a la intrusión de magma en un ambiente de rift en el fondo oceánico, colapso parcial de un volcán o formación de una caldera en islas volcánicas, o el colapso de un volcán en el continente cuya avalancha de escombros entra en un lago. 32

41 II.4.7 Gases volcánicos El magma es una mezcla fundida de silicatos y gases a temperatura elevada. Por lo tanto, las erupciones y las manifestaciones volcánicas están normalmente acompañadas por abundantes gases y vapor de agua. Los principales gases son compuestos de carbono (CO, óxido de carbono; CO2, bióxido de carbono), azufre (H2S, ácido sulfúrico; SO2, bióxido de azufre; H3SO ácido sulfúrico), cloro (HCl, ácido clorhídrico), fluor (HF, ácido fluorhídrico) y nitrógeno (NH, ácido nítrico), entre los más abundantes en las emisiones. Muchas veces los gases volcánicos son emitidos directamente a la atmósfera en columnas ricas en ceniza, vapor de agua y gases, o por pequeñas bocas en el interior de cráter. Mecánica de fluidos Por lo general, la materia se clasifica perteneciente a uno de tres estados: sólido, líquido o gas. Por la experiencia cotidiana se sabe que un sólido tiene un volumen y forma definidos, un líquido tiene un volumen definido mas no forma definida, y un gas no confinado no tiene ni volumen definido ni forma definida. Un fluido es un conjunto de moléculas que se ordenan aleatoriamente y se mantienen juntas a partir de fuerzas cohesivas débiles y fuerzas que ejercen las paredes de un contenedor, tanto líquidos como gases son fluidos. La Mecánica de Fluidos estudia las leyes del movimiento de los fluidos y sus procesos de interacción con los cuerpos sólidos. Como hoy la conocemos, ésta es una mezcla de teoría y experimento que proviene por un lado de los trabajos iniciales de los ingenieros hidráulicos, de carácter fundamentalmente empírico, y por el otro del trabajo de básicamente matemáticos, que abordaban el problema desde un enfoque analítico (Gratton, 2002). Al integrar en una única disciplina las experiencias de ambos colectivos, se evita la falta de generalidad derivada de un enfoque estrictamente empírico, válido únicamente para cada caso concreto, y al mismo tiempo se permite que los desarrollos analíticos matemáticos aprovechen adecuadamente la información experimental y eviten basarse en simplificaciones artificiales alejadas de la realidad (Martín Domingo, 2011). 33

42 La característica fundamental de los fluidos es la denominada fluidez. Un fluido cambia de forma de manera continua cuando está sometido a un esfuerzo cortante, por muy pequeño que sea éste, es decir, un fluido no es capaz de soportar un esfuerzo cortante sin moverse durante ningún intervalo de tiempo. Unos líquidos se moverán más lentamente que otros, pero ante un esfuerzo cortante se moverán siempre. La medida de la facilidad con que se mueve vendrá dada por la viscosidad que está relacionada con la acción de fuerzas de rozamiento. Por el contrario, en un sólido se produce un cambio fijo γ para cada valor de la fuerza cortante aplicada. En realidad, algunos sólidos pueden presentar en cierto modo ambos comportamientos, cuando la tensión aplicada está por debajo de un cierto umbral presenta el comportamiento habitual, mientras que por encima de un cierto umbral el sólido puede plastificar, produciéndose una deformación más continua para una fuerza fija, de forma parecida a como ocurre en un fluido. Esto es precisamente lo que ocurre en la zona de influencia (Marshall, 1988). a) b) c) Figura 19. Disposición de los átomos en fases diferentes. a) Las moléculas se encuentran en posiciones relativamente fijas en un sólido, b) grupos de moléculas se mueven unos respecto a otros en la fase líquida y c) las moléculas se mueven en todas direcciones al azar en la fase gaseosa (Young y Freedman, 2009). Ecuación general de los gases Los gases ideales son unas sustancias hipotéticas que constituyen una herramienta clave para el estudio de distintos procesos y ciclos termodinámicos. 34

43 En termodinámica se sabe que la ecuación de estado más antigua de los gases ideales fue la obtenida por los investigadores Robert Boyle (1662), y Edme Mariotte, quienes condujeron procesos de compresión isotérmica de una masa fija de gas. Dicha ecuación conocida como la Ley de Boyle es: PV K T (1) Donde KT es una constante que depende de la temperatura de trabajo, P es la presión y V el volumen. Igualmente, los investigadores Jacques Alex Caesar Charles (1787), y Joseph Louis Gay-Lussac (1802), condujeron procesos de calentamiento isobárico de una masa fija de un gas, y a partir de los resultados propuestos por estos fue obtenida posteriormente la siguiente ecuación, conocida como la Ley de Charles: V K p (2) T Donde Kp es una constante que depende de la presión del trabajo, y que el volumen V y la temperatura T son directamente proporcionales entre sí, siempre y cuando la presión se mantenga constante. La ley de Boyle, afirma que la presión y el volumen son inversamente proporcionales entre sí a temperatura constante. Se emplea igualmente el modelo de los gases ideales en la elaboración de los balances de masa y energía involucrados en operaciones físicas y en los procesos químicos que tienen lugar en industrias del mismo nombre, sin embargo, el manejo puramente mecánico que se hace de la ecuación mejor conocida con el nombre de ecuación de estado de los gases ideales o gases perfectos (ecuación 3). Las variables que describen el comportamiento de una cantidad (masa) dada de gas son: presión, volumen y temperatura (P, V y T, respectivamente). Si se mantiene constante la temperatura, la presión y el volumen de una cantidad de gas, donde n es el número de moles del gas, R es la constante universal de los gases ideales, (Atkins y Jones, 2006). O bien como una variante destacada de la misma conocida como ley combinada de gases ideales (ecuación 4), hace que se pierdan o se escondan las relaciones de funcionalidad que existen entre las distintas variables involucradas, siendo estas clave en la elaboración de los balances que tienen que ver con operaciones físicas y con las relaciones químicas (Ríos y Mustafá, 2007). 35

44 PV nrt (3) P1 V1 PV 2 2 (4) T 1 T 2 Entonces concluimos que se llama gas perfecto al gas ideal con calores específicos constantes, es decir, aquél en el que la diferencia de energía interna y de entalpía 3 es proporcional a la diferencia de temperatura entre dos estados. Supone una simplificación aún mayor del Modelo de Gas Ideal (MGI) que es un modelo sencillo que describe de forma aproximada el comportamiento de los gases a bajas presiones. Experimentalmente se observa que, a las temperaturas normales en la Tierra (200 K < T < 1000K), dónde cp es la capacidad calorífica a presión constante, cv es la capacidad calorífica a volumen constante y gama ( ) es el coeficiente isentrópico ( cp cv ): Gases monoatómicos (He, Ne, Ar, etc.): cv = 3R/2 cp = 5R/2 = 5/3 Gases biatómicos (O2, H2, CO, aire, etc.): cv = 5R/2 cp = 7R/2 = 7/5 Gases poliatómicos (H2O, CH4, SO2, etc cp/cv = 1,1 1,35 (variable) Los valores del calor específico en gases monoatómicos y biatómicos también se deducen teóricamente a partir de los postulados de la Mecánica Estadística (energía de un conjunto de partículas sin interacción, con determinada distribución de velocidades). En todo caso, para cualquier gas en intervalos pequeños de temperatura se puede suponer que el calor específico es aproximadamente constante, o al menos que existe un valor medio del calor específico en ese intervalo de temperaturas (Gómez - Acebo, 2004). 3 La entalpía es el calor liberado o absorbido por una reacción a presión constante. Las reacciones que absorben calor tienen un valor H positivo y las que producen calor lo tienen negativo. 36

45 Modelo de Avogadro La teoría atómica de Dalton y la ley de Gay-Lussac de los volúmenes de combinación (los gases reaccionan entre ellos en una relación de números enteros y sencillos), le llevó al físico italiano Amadeo Avogadro (1776), a la formulación original de su hipótesis, ahora ya considerada ley: en volúmenes iguales de todos los gases (ideales) medidos en las mismas condiciones de presión y temperatura, existen el mismo número de moléculas. Esta hipótesis llevó a la introducción del concepto del mol (masa en gramos igual al peso molecular) y a la definición de NA, número de Avogadro, número de moléculas contenidas en un mol, siendo x mol.- 1 el valor más exacto actualmente aceptado (Tamir, 2013). Ecuación de la conservación de la masa La masa es una medida física de la cantidad de materia o sustancia que hay en un cuerpo. Fue Newton ( ), quien en 1687 dio una definición operativa de la masa (m) de acuerdo con m=ρv. Sin embargo, el filósofo y físico austriaco Ernst Mach ( ), y otros científicos prefirieron definir la masa a partir de la F segunda ley de Newton m donde la fuerza es bien de atracción o de empuje y a su fuente puede ser la gravitación, la electricidad, el magnetismo o el esfuerzo muscular. La definición es, una medida de la inercia de un cuerpo y recibe el nombre de masa inercial porque especifica la resistencia de un cuerpo a cambiar su movimiento. La ley de la conservación de la materia se atribuye corrientemente a Antoine Laurent Lavoisier ( ), un químico francés que propuso la ley en Fue uno de los pocos químicos de su tiempo que valoró plenamente la importancia de que el peso de los productos de una reacción química debe ser igual al peso de los reactantes, lo que coincide con los siguientes enunciados de la ley, en cualquier cambio de estado, la masa total se conserva o la materia ni se crea ni se destruye en cualquier reacción química. Es interesante mencionar que, aunque la paternidad de la ley de la conservación de la materia se atribuye generalmente a Lavoisier, era bien conocida mucho antes que él la enunciara. Hay que retroceder hasta los antiguos griegos. Anaxágoras lo expresaba de este modo en el año 450 a.c.: Nada se crea ni desaparece, sino que las cosas ya existentes se combinan y luego de nuevo se separan. 37

46 Ley de Conservación de la Masa Esta ley enuncia matemáticamente el principio según el cual estamos describiendo un fenómeno de transporte de partículas que no se crean ni se destruyen. La variable fundamental es la densidad p (x, t). En la formulación más geométrica, llamada lagrangiana, la ley dice: d dt pj 0 (5) Donde J es el jacobiano de la deformación que sucede entre el momento t = 0 y el momento t en la situación de las partículas y d/dt indica la derivada a lo largo de las trayectorias que tiene como fórmula d dt u 3 1 t. ui (6) t xi En función de las derivadas parciales usuales; u = (u1, u2, u3) es la velocidad, que va a ser en un momento la variable fundamental. Así pues, si J es la medida de la expansión de volumen a lo largo de una trayectoria, como la masa se conserva, (ecuación 1) simplemente dice que densidad volumen = constante. Ley de conservación de la cantidad de movimiento La ley de conservación de la cantidad de movimiento (LCCM) describe la dinámica del medio fluido. Comienza afirmando que la variación de la cantidad de movimiento se debe a la acción de fuerzas, du dt x, t f x t f e c, (7) 38

47 No hay gran novedad en el término fe que es la fuerza debida a campos externos, como el gravitatorio. La particularidad de los fluidos reside en la fuerza de contacto fc. Identificar sus componentes llevó siglo y medio y en la tarea participaron Johann y Daniel Bernoulli y L. Euler, que describieron la componente de presión como: f p p (8) 1ª Ley de la termodinámica Es importante hacer una gran distinción entre energía interna y calor, términos que en el lenguaje popular con frecuencia se usan incorrectamente y de manera intercambiable. La energía interna es toda la energía de un sistema que se asocia con sus componentes microscópicos, átomos y moléculas, cuando se ve desde un marco de referencia en reposo respecto del centro de masa del sistema. El calor es la transferencia de energía a través de la frontera de un sistema debida a una diferencia de temperatura entre el sistema y sus alrededores, (Serway y Jewett, 2008). Un proceso adiabático es aquel durante el cual no entra ni sale energía del sistema por calor (Q); es decir que Q= 0. Un proceso adiabático se puede lograr al aislar térmicamente las paredes del sistema o al realizar el proceso rápidamente de modo que haya un tiempo despreciable para que la energía se transfiera por calor. Al aplicar la primera ley de la termodinámica a un proceso adiabático se obtiene int W (Proceso adiabático) Este resultado muestra que si un gas se comprime adiabáticamente de modo que W es el trabajo, sea positivo, en tal caso Eint, la energía interna es positiva y la temperatura del gas aumenta. Por lo contrario, la temperatura de un gas disminuye cuando el gas se expande adiabáticamente. Los experimentos efectuados a presiones altas para gases reales exhiben un cambio ligero de temperatura después de la expansión debida a interacciones intermoleculares, lo que representa una desviación del modelo de un gas ideal. Sabemos que la transferencia de calor es transferencia de energía. Si agregamos cierta cantidad de calor Q a un sistema y éste no realiza trabajo en el proceso, la 39

48 energía interna aumenta en una cantidad igual a Q; es decir, U=Q. Si el sistema efectúa un trabajo W expandiéndose contra su entorno y no se agrega calor durante ese proceso, sale energía del sistema y disminuye la energía interna. Es decir, si W es positivo, U es negativo, y viceversa: U=-W. Si hay tanto transferencia de calor como trabajo, el cambio total de energía interna es: (Serway y Jewett, 2008). U U 1 U W Q 2 (1ª. Ley de la termodinámica) (10) 2ª ley de la termodinámica Todos los procesos termodinámicos que se dan en la naturaleza son procesos irreversibles, es decir, procesos que se efectúan espontáneamente en una dirección pero no en otra. El flujo de calor de un cuerpo caliente a uno más frío es irreversible, lo mismo que la expansión libre de un gas. Al deslizar un libro sobre una mesa, convertimos la energía mecánica en calor por fricción. Este proceso es irreversible, pues nadie ha observado el proceso inverso (que un libro que inicialmente está en reposo sobre una mesa comience a moverse espontáneamente, y se enfríen la mesa y el libro). Las pruebas experimentales sugieren que es imposible construir una máquina térmica que convierta calor totalmente en trabajo, es decir, una máquina con una eficiencia térmica del 100%. Esta imposibilidad es la base de un planteamiento de la segunda ley de la termodinámica, que a continuación tenemos: (Sears, Zemansky, 2008). Es imposible que un sistema efectúe un proceso en el que absorba calor de una fuente de temperatura uniforme y lo convierta totalmente en trabajo mecánico, terminando en el mismo estado en que inició. La segunda ley de la termodinámica, tal como la planteamos, tiene una forma un tanto distinta de la de muchas leyes físicas que el lector ya conoce. No es una ecuación ni una relación cuantitativa, sino un planteamiento de imposibilidad. No obstante, sí podemos expresar esta ley como una relación cuantitativa empleando el concepto de entropía. La entropía es una medida cuantitativa del desorden. La entropía tiene unidades de energía entre temperatura; la unidad de entropía en el SI es 1 J>K. El Kelvin (K), unidad de temperatura termodinámica y el Julio (J) es la energía de trabajo, cantidad de calor. Un planteamiento importante de la segunda ley de la termodinámica es que la entropía de un sistema aislado puede aumentar pero nunca disminuir. Si un 40

49 sistema interactúa con su entorno, el cambio total de entropía del sistema y el entorno nunca puede ser negativo. Si la interacción implica sólo procesos reversibles, la entropía total es constante y S = 0; si hay procesos irreversibles, la entropía total aumenta y S> 0. (Sears, Zemansky, 2008). Modelo de pseudo-gas El modelo más sencillo para describir el movimiento de una mezcla de gas y partículas es considerar que las dos fases se encuentran perfectamente acopladas y se mueven como si la mezcla fuera un fluido de una sola fase, cuyas propiedades son el promedio de las del gas y partículas que depende de la proporción en peso del gas (n) n g (11) m g m m p Donde mg es la masa del gas y mp la masa de partículas, en este caso cenizas. El modelo propuesto aquí está basado en la teoría del tubo del choque (Turcotte et al., 1990; Ramos, 1995; Bosques, 1995). Suponemos que después de la fragmentación, la partícula de gas se mezcla y se comporta como un 'pseudogas' con una densidad media ρ dado por (p.ej., Woods, 1995; Koyaguchi y Mitani, 2005): 1 nrt P 1 n p (12) 1 1 Dónde n es la fracción de masa de gas en la mezcla R 8.31Jmol K (masa molecular) es la constante de gas específica, T es la temperatura (en K), P es la presión del gas y es la densidad de partículas. En los casos en que n permanece p constante, es conveniente escribir (ecuación 12), por inversión de la densidad con la porosidad (φ), y, por lo tanto, obtenemos: (Alatorre-Ibargüengoitia, 2011). n 1 1 RT P (1 ) p (13) 41

50 Descompresión de la mezcla de gas-partículas Cuando la mezcla de gas y partículas se descomprime libremente hacia una zona de menor presión, esta mezcla se expande y se acelera. Como el proceso es demasiado rápido (del orden de milisegundos) no alcanza a haber intercambio de calor por lo que es un proceso adiabático. Un proceso adiabático es aquel en el que no se transfiere energía por calor entre un sistema y sus alrededores. Por ejemplo, si un gas se comprime (o expande) rápidamente, muy poca energía se transfiere afuera (o adentro) del sistema por calor, así que el proceso es casi adiabático (Serway y John, 2008). Un proceso adiabático es la lenta expansión de un gas que esta térmicamente aislado de sus alrededores. Las tres variables en la ley de gas ideal (P, V y T) cambian durante un proceso adiabático. En un proceso adiabático la temperatura de la mezcla disminuye de acuerdo a la ecuación (Alatorre-Ibargüengoitia, 2011). P To Po ( 1) T (14) Dónde To y Po son la temperatura inicial y la presión de la muestra, y γ es el calor de capacidad dada por (Woods, 1995): nr 1 (15) C n C (1 n)f v s Donde es el coeficiente de expansión adiabático también considerado como el promedio de una mezcla de las propiedades del gas y las partículas, Cv es la capacidad de calor específico del gas a volumen constante y Cs es el calor específico del magma. Woods (1995), propuso que una fracción fija f de las partículas permanece en equilibrio térmico con el gas durante la fase de expansión, es decir, un porcentaje de partículas que proporciona más energía térmica a la expansión de gas. El tiempo de equilibrio térmico entre las partículas y gases como escalas πd donde d es el diámetro de las partículas y kd es el coeficiente de difusión térmica, con valor típico 10-6 m 2 /s en el magma (Woods, 1995). Durante erupciones vulcanianas que 42 2 /kd

51 duran en el orden de unos pocos segundos, las partículas a ~1 mm puede permanecer en equilibrio térmico. Podemos simplificar la (ecuación 14) sustituyendo T y To usando la (ecuación 15), y obtenemos: (Alatorre-Ibargüengoitia, 2011). 1 1 n P p 1 1 n P 0 p 0 (16) Despreciando los efectos de la viscosidad, conducción de calor, fricción con la pared, el peso de la mezcla y z que es la coordenada vertical (Turcotte et al., 1990; Woods, 1995), las ecuaciones de masa y momento son: (Alatorre-Ibargüengoitia, 2011). v v v z z (17) u t v v z 1 z (18) La solución general de estas ecuaciones para la velocidad del sonido c y velocidad de flujo v está dada por (Landau y Lifshitz, 1987): P 1/ 2 c (19) dp c v (20) A través de la sustitución de las ecuaciones 13, 15 y 17 y en las ecuaciones 19 y 20, encontramos la solución para la mezcla de la partícula del gas (Alatorre- Ibargüengoitia et al., 2011). 43

52 c P nrt Po 1 2 P (21) 1 2 n RTL 2 P v 1 (22) 1 P La ecuación 22 corresponde a la máxima velocidad de partículas expulsadas suponiendo una expansión adiabática de una mezcla homogénea de gas y piroclastos. III. Planteamiento del problema. El acoplamiento mecánico de los piroclastos y el gas es un factor determinante en la dinámica de las erupciones explosivas y en sus peligros asociados. Hasta la fecha, este acoplamiento no se entiende cuantitativamente por lo que es necesario conocerlo mejor para ver los efectos que podría tener una erupción. Por esta razón se considera pertinente identificar la relación entre el tamaño de las partículas, su velocidad y alcance de los productos eruptivos, que representan información fundamental para determinar las zonas de peligro en diferentes escenarios explosivos. IV. Justificación. Es necesario conocer el comportamiento de los volcanes explosivos, pues si entendemos de los procesos y alcances que tienen las erupciones podemos tomar mejores medidas de mitigación, decisión y ante todo poder hacer una mejor gestión del ordenamiento territorial alrededor o cercanías de los volcanes, y así poder mitigar los daños cómo los que hubieron en el pasado, ocasionando miles de muertes, pérdidas económicas, destrucción de poblados, deterioro de recursos naturales, pérdida de trabajos, alimentos, enfermedades, flora, fauna, destrucción de caminos, entre otros. Esto es particularmente relevante en el estado de Chiapas, 44

53 ya que los dos volcanes activos son explosivos y altamente peligrosos por la cantidad de habitantes que están en las cercanías de estos. Para poder entender los diferentes peligros, es necesario comprender que dependen de la descompresión y la influencia del tamaño de las partículas y poder determinar en qué proceso podría encontrarse cada uno. Es así como este estudio ayudará a visualizar esos impactos por medio de simulaciones de una erupción explosiva y determinar cuál sería la influencia de los distintos tamaños de partículas durante erupciones explosivas. V. Antecedentes. En 1996 Alidivirob y Dingwell diseñaron un tubo de choque para estudiar la fragmentación del magma y la dinámica de erupciones explosivas. Este tubo de choque está formado por dos partes: una autoclave de alta presión, donde se coloca la ceniza volcánica que ocupa 2.5 cm de diámetro y 6 cm de altura. Esta autoclave se presuriza utilizando gas de Argón hasta la presión deseada. La segunda parte es un tanque de 3 m de largo y 40 cm de diámetro que se encuentra a presión atmosférica y se utiliza para recolectar las cenizas después del experimento. Separando ambas partes hay un sistema de diafragmas que se abren a una presión preestablecida (figura 20). Los experimentos consistieron en presurizar con argón las muestras recolectadas de cenizas naturales hasta una presión definida y descomprimirlos súbitamente por la ruptura de un diafragma, para observar la descompresión y velocidad de emisión de las partículas. Al abrir los diafragmas se produce la descompresión de la mezcla de gas y partículas, la cual se acelera hacia el tanque de recolección. La expansión en el tubo de descarga se produce a lo largo de 5-10 ms y, por lo tanto, sólo las partículas en el orden de ~0.05 mm puede permanecer en equilibrio térmico con el gas. La descompresión de las partículas se monitoreó con dos sensores de presión localizados arriba y debajo de la muestra, mientras que, la emisión de partículas se observó por medio de una cámara rápida phantom V710. Este sistema experimental ha sido utilizado en distintos estudios de fragmentación y dinámica eruptiva (Alatorre, 2011; Dingwell, 1998; Alidibirov y Dingwell, 2000). A diferencia de experimentos similares, realizados con esferas de vidrio sintéticas para ver su comportamiento ante la descompresión (Chojnicky et al., 2006 y Cagnoli et al. 2002), en este estudio se analizaron experimentos utilizando el mismo principio pero con cenizas naturales y a presiones mucho mayores para observar la influencia del tamaño de las partículas en la dinámica eruptiva, (Alatorre-Ibargüengoitia et al, 2011). 45

54 Figura 20. Tubo de choque donde se efectúa la simulación de una explosión volcánica. Recolectando las partículas de diferentes tamaños y la obtención de videos por medio de una cámara rápida. Modificado de Alatorre-Ibargüengoitia et al., (2011). VI. Hipótesis Es posible establecer una relación entre el tamaño de los piroclastos con su velocidad de descompresión y emisión en erupciones volcánicas. VII. Objetivo General. Determinar la relación del tamaño de la ceniza en su acoplamiento mecánico con la fase gaseosa, en las velocidades de emisión y su influencia en la dinámica de las erupciones volcánicas explosivas. 46

55 Particular. I. Determinar la influencia del tamaño de la ceniza en las velocidades de emisión. II. III. Comprobar la influencia del tamaño de los piroclastos en el acoplamiento mecánico con la fase gaseosa. Mejorar nuestra comprensión de las erupciones volcánicas para poder evaluar mejor el peligro volcánico e implementar medidas de mitigación más adecuadas. A continuación se describen más ampliamente los dos volcanes activos en Chiapas para comprender mejor su ubicación y características. 47

56 VIII. Área de estudio del volcán Chichón Figura 21. Ubicación del volcán Chichón 48

57 Localización y características de la zona En México contamos con 12 volcanes activos, y de ellos, dos se encuentran ubicados en el estado de Chiapas. Uno es el Chichonal o Chichón, que se encuentra en la Sierra de la Magdalena al norte del Estado de Chiapas, y es parte de los Municipios de Chapultenango, Francisco León, Ostuacán y Pichucalco, con una ubicación de N; O y altitud de msnm, se encuentra en la región montañosa que colinda con los municipios de Francisco León y Chapultenango. Antes de la erupción el Volcán tenía una altitud de 1315 msnm, se eleva sobre rocas sedimentarias del Terciario. Registrado en el catálogo mundial de volcanes como Chichón a nivel local, es conocido como Volcán Chichonal por la región zoque. El nombre de chichón, proviene del fruto de la palma (Astrocarium mexicanum), característico del sotobosque de las selvas tropicales que existían en la zona del Volcán Chichón antes de la erupción (Ramos-Hernández, 2010) En la mayor parte de la región predomina el clima cálido húmedo con lluvias todo el año (AF) (Köppen, 1997). En la parte que corresponde a la sierra alta se presenta mayor humedad y precipitación, a diferencia de las llanuras y lomeríos, donde la precipitación es ligeramente menor. En los relieves de llanura y lomerío que se ubican al norte y centro de la región, debido al tipo de suelo, superficie plana y un clima cálido, es propicio el cultivo de pastos, lo que encontramos en la mayor parte de la región, y en menor proporción la agricultura de temporal, selva baja perennifolia, tular, agricultura de riego y selva alta perennifolia secundaria. Toda la región forma parte de la cuenca Río Grijalva Villahermosa (CEIEG, 2012). 49

58 Figura 22. Cráter del volcán Chichón Historia eruptiva del volcán Se trata del volcán activo más joven del arco volcánico Chiapaneco (Damon, Montesinos, 1978). Este volcán fue descubierto como volcán en 1923, por el geólogo alemán Federico K. Mulleried. El Chichón es un volcán compuesto por un cráter de 1.5x2 km de diámetro denominado Somma, que tiene una elevación máxima de 1,150 msnm y un nuevo cráter formado tras la erupción de 1982 donde actualmente se encuentra una laguna cratérica. 50

59 El volcán Chichón tiene casi 270 mil años de existencia. Antes de 1982, se ha datado actividades explosivas en los años 550, 900, 1250, 1400, 1700, 1800, 2000, 2400, 3100, 3700 y 7500 (Espíndola J.M., Macías, et al., 2000), por lo que es considerado uno de los más activos de México. El 29 de marzo de 1982, el volcán Chichón inició una poderosa etapa de actividad eruptiva, la cual fue precedida por numerosos sismos, por lo menos un año antes, los cuales se incrementaron a partir de diciembre de 1981, y finalizaron el día 4 de abril de 1982 (Macías, 2005). Fue la erupción volcánica más destructiva en México en el siglo XX. Se calcula que el Chichón causó la destrucción de nueve comunidades completas y la muerte de unas personas, pero no hubo manera de determinarlo con precisión. Los gases y cenizas que éste emitió causaron daños locales y globales. Las cenizas emitidas se extendieron a poblaciones como Pichucalco, ubicado a unos 20 km del volcán, donde se reportó espesores de 15 cm de cenizas, en Villahermosa, ubicada a unos 70 Km el espesor llegó a ser de 5 cm. Además los efectos de la ceniza fina en la atmósfera y troposfera, viajaron alrededor del globo terráqueo, provocando cambios climáticos. Tuvo efectos a nivel mundial por la cantidad de gases y aerosoles que fueron arrojados a la atmósfera, por los que se trata de una de las principales erupciones volcánicas del siglo XX. Además, fue el primer fenómeno volcánico estudiado con la ayuda de satélites artificiales. (Ramos-Hernández, 2005). Figura 23. Esquema que muestra la posición de la cámara magmática del volcán Chichón durante sus erupciones ocurridas hace 550 años y en el año de 1982, (Macías et al., 2003). (Jiménez et al., 1998; Luhr, 1990). 51

60 La chimenea de su cráter, con una profundidad aproximada de 9 km bajo la corteza terrestre inició una fuerte actividad el 19 de marzo de 1982, que comenzó con emisión de rocas, ceniza, y arenillas con azufre. El día 28 de marzo, a las 23:15 horas, se produjo una gran erupción explosiva con abundante lluvia de cenizas y flujos piroclásticos que destaparon violentamente el domo del cráter, alcanzando una columna de 18 km de altura que mantuvo oscuro el cielo hasta las 15 horas del día siguiente. Posteriormente, el día 3 y 4 de abril se produjeron dos grandes erupciones explosivas con abundante lluvia de cenizas y flujos piroclásticos, arrojando bloques de pómez, lapilli y cenizas. La ceniza que lanzó formó una enorme columna que llegó a medir más de 25 km de altura y arrojó rocas calientes, arena y cenizas a más de 18 km de distancia. La intensidad de esta erupción se calculó entre 40 y 50 megatones 4. Destruyó 9 poblaciones totalmente, más de 2,000 víctimas y más de 20,000 damnificados. Cuando menos 51 poblados y rancherías resultaron severamente afectados, con enormes pérdidas en tierras cultivables, ganado, plantaciones de cacao, café y plátano en un radio de 50 km. La erupción del Volcán Chichón en 1982 es uno de los eventos eruptivos más importantes de en el siglo pasado en México y a nivel mundial. Ha sido reconocido que éste último fenómeno tomó desprevenidos a autoridades estatales y municipales por falta de investigación y monitoreo oportunos para prever sus consecuencias, entre ellas, el que varios poblados fueran arrasados y sepultados por no tener orientación e información oportunas sobre los peligros volcánicos. Así mismo, hubo daños cuantiosos a la agricultura y ganadería. 4 Un megatón, en el Sistema Internacional de Unidades (SI), es el equivalente de toneladas: kilotones, o, en términos de potencia, de toneladas de trinitrotolueno (TNT). Se simboliza Mt. Se considera que la energía liberada por la explosión de un gramo de TNT es de 4, julios (J). Por tanto, un megatón de TNT equivale a 4, J. (Thompson A. y Taylor B. N, 2010). 52

61 IX. Área de estudio del volcán Tacaná Figura 24. Ubicación del volcán Tacaná Localización y características de la zona El Tacaná es un volcán de América Central que se ubica en N, W; m en el límite entre Guatemala y México (García-Palomo et al, 2005). Se trata de un estratovolcán activo que se eleva hasta los 4,092 metros sobre el nivel del mar. 53

62 Toma su nombre del poblado Tacaná del municipio de San Marcos, Guatemala, que colinda al noroeste de la Ciudad de Tapachula, Chiapas en México, (Macías, 2005). El Tacaná representa uno de los límites internacionales entre la República de Guatemala y México; es uno de los volcanes activos de nuestro país y de mayor riesgo, dado que está circundado por una población cercana a los habitantes, viviendo en un radio de 35 km de su cima (Macías, 2005). Se encuentra ubicado muy cerca de la zona de triple unión de las placas tectónicas de Norteamérica, Caribe y Cocos (Burkart y Self, 1985), dentro del bloque cortical de Chortis (Ortega-Gutiérrez et al., 2004). Figura 25. Cráter del volcán Tacaná 54

63 T Ch SA DA Figura 26. Panorámica del complejo volcánico de Tacaná, México-Guatemala. Vista desde el poblado de Unión Juárez hacia el NO de los edificios volcánicos de Chichuj (Ch), Tacaná (T), domo las Ardillas (DA) y San Antonio (SA). Tomada en agosto de La primera mención histórica del volcán fue hecha por von Humboldt (1862), quien lo describió como el volcán Soconusco, el más noroccidental de Centroamérica. Dollfusy de Monserat, (1867) lo describieron como el volcán Istak. Posteriormente, Sapper (1896; 1899) aclaró que Soconusco es sinónimo de Tacaná. En sus estudios Böse (1902, 1903, 1905) lo describió como el volcán Tacaná. Waitz, (1915) también aclaró que Soconusco e Istak son sinónimos de Tacaná (en De Cserna et al., 1988). Sapper (1896, 1899) fue el primero en mencionar brevemente al volcán Tacaná. Es considerado un volcán activo, y se calcula que en caso de una reactivación más de personas podrían verse afectados, además de los problemas económicos, sociales y ambientales que podrían generarse debido a la expansión de la agricultura, actividad económica importante por el cultivo de café en sus fértiles tierras volcánicas (Acosta García, V., 2008). La región del Volcán Tacaná, al ubicarse en el Núcleo Centroamericano, constituye un rico reservorio de especies endémicas y otras, de origen centro y sudamericano que, en México, sólo se encuentran en este lugar. Por ser un área de topografía accidentada, presenta ecosistemas como Selvas medianas siempre verdes, Bosque Mesófilo de Montaña, Bosque de Encinos, Pinos, Abetos, (Portillo Vargas, 2006) Es el único lugar en el país en donde se encuentran representados dos ecosistemas de origen andino: el Páramo Tropical y el Chusqueal. El Volcán Tacaná conforma un rico reservorio de especies endémicas de flora (Chasquea martinezi) y fauna (Cyllopsis spp., Limanopoda cinna, Dalla sp. Lepidoptera-Rhopalocera). Además 55

64 entre la biota del volcán se encuentra un significativo número de especies carismáticas o protegidas como el árbol de las manitas o canaco (Chiranthodendron derbianus) y el águila de penacho (Spizaetus ornatos), las orquídeas y bromeliáceas epífitas son innumerables. Su rica biodiversidad y alto endemismo se manifiesta especialmente en los ecosistemas y paisajes de alta montaña y en el edificio volcánico que presenta rasgos geofísicos de gran valor científico y estético representativos de los ambientes húmedos de origen andino que se encuentran en México. Las lluvias alcanzan los 2,000 mm a 5,000 mm al año como sucede en el Soconusco. La mayor parte de la región tiene un clima cálido con un régimen de lluvias marcado y con altas precipitaciones en verano (AM) (Köppen, 1997). Parte de la llanura costera presenta menor humedad que en el resto de la sierra, es decir, llueve más en las porciones elevadas que en la llanura costera, por lo que en la sierra el clima es cálido húmedo y no subhúmedo como en la llanura. Solo en las porciones más elevadas de la sierra madre de Chiapas, generalmente por arriba de los 1,500 metros de altitud sobre el nivel medio del mar, el clima se vuelve semicálido, y en altitudes por encima de los 2000 metros el clima es templado y en ambos casos con abundantes lluvias en el verano. Historia eruptiva del volcán La primera descripción detallada del Tacaná fue hecha por Böse (1902, 1903), reportando que la base del volcán se encontraba a msnm sobre rocas graníticas. Sapper (1897) señaló que después de un fuerte sismo, el 12 de enero de 1855 se formaron fisuras en los flancos del Tacaná, de donde salió humo durante un tiempo breve, (Mooser et al., 1958). Böse (1902, 1903) escuchó de los pobladores que en 1858 ocurrió una erupción cerca de la cima del volcán que arrojó ceniza y humo de los agujeros en forma de embudo; con menor certeza se refirió a una erupción ocurrida en Posteriormente existen las descripciones generales de Waibel (1933) quien reafirma como Böse (1902) que la roca granítica forma el basamento del Tacaná. Tanto Böse (1902, 1903) como Waibel (1933) lo consideran un volcán apagado o dormido, pero no extinto. La actividad volcánica inició hace 2 Ma con la formación de la caldera San Rafael y continuó hace 1 Ma con la creación de la caldera Chanjalé (García-Palomo et al., 2006). El Tacaná se emplazó durante los últimos años o menos dentro de la 56

65 caldera San Rafael. En realidad el Tacaná es un complejo volcánico como lo mencionó (De Cserna et al., 1988), que consiste en cuatro estructuras alineadas en dirección NE-SO y son los volcanes Chichuj (Talquian), Tacaná, el domo las Ardillas y San Antonio (El Águila) (Macías et al., 2000; García-Palomo et al., 2006). Las erupciones fechadas alrededor de y años han producido flujos piroclásticos de ceniza y pómez y oleadas piroclásticas, respectivamente, cuyos depósitos cubren el cono moderno del volcán Tacaná. Todas estas erupciones han producido lahares a lo largo de los cauces de los ríos Coatán, Cahoacán y Mixcun, los cuales drenan hacia el Océano Pacífico. Después de un periodo de reposo aparente de 35 años, el volcán Tacaná comenzó a dar signos de reactivación. El 19 de diciembre de 1985 se produjeron temblores locales acompañados de señales audibles, los cuales continuaron durante enero de 1986, mes en el que se instaló una red portátil de sismógrafos. El evento más importante ocurrió el 3 de febrero; en esa ocasión se produjeron daños en algunas construcciones de adobe, en la población de Ixchiguan en el Departamento de San Marcos, Guatemala, a unos 25 km en dirección ENE del cráter del volcán. La actividad fue incrementándose hasta el 7 de mayo, cuando se presentó un enjambre de sismos que provocó pánico entre la población. El 8 de mayo, cuando la frecuencia de los temblores sentidos era de más de 2 por minuto, una pequeña erupción freática dio lugar a un cráter de unos 8 m de diámetro en su lado noroeste, a m casi sobre la línea fronteriza, en el lado mexicano (De-la Cruz et al., 1989). El Tacaná representa el volcán ubicado en la porción noroeste del Arco Volcánico Centroamericano (AVC), y consiste de un cráter central de 600 m de diámetro abierto hacia el noroeste y un domo central andesítico, (De la Cruz-Reyna, 1986). La primera mención histórica del volcán hecha por Humboldt (1862), quien lo describió como el volcán Soconusco, el más noroccidental de Centroamérica. Posteriormente, (Macías et al.2000), identificaron dos erupciones ocurridas hace y años, lo que indicaba que el Tacaná había tenido al menos cuatro erupciones de gran magnitud durante los últimos años. La erupción de hace años proveniente del volcán San Antonio produjo el flujo piroclástico Mixcun que correspondía a el abanico de piroclástos de De-la Cruz y Hernández (1985). Las erupciones acaecidas hace , y años, habían sido producidas por la destrucción parcial o total de un domo central con la generación de flujos piroclásticos de bloques y cenizas, capaces de viajar varios kilómetros y de rellenar barrancas con varios metros de espesor. Recientemente se han identificado al menos otras seis erupciones del volcán Tacaná, ocurridas hace 32 57

66 000, , <26 000, , y (Macías et al., 2004b; Mora et al., 2004; García- Palomo et al., 2006). El volcán está constituido por rocas de andesita de hiperstena y augita, y se eleva sobre un basamento de rocas volcánicas del Terciario y rocas ígneas de composición granítico-diorítica. En el flanco O-SO, se localiza una zona de fumarolas con temperaturas variables entre los 82 y 94 C. Además, entre las elevaciones de y msnm se localizan manantiales termales con temperaturas que varían de 40 a 55 C, en el lugar conocido como Agua Caliente. La última erupción registrada fue en mayo de También se reconocen períodos de explosiones freáticas y fumarólicas en 1855, 1878,1903, , y 1986 (Macías, 2005). La ceniza emitida por los volcanes está formada por fragmentos de roca del tamaño de la arena y la gravilla, los cuales se pulverizan durante las explosiones volcánicas. El geólogo alemán Federico K. G. Mulleried lo había explorado en En 1930 proporcionó signos de existencia; en la cual tenía un domo central de forma cónica sobre un cráter no mayor a 1900 m y menor de 900 m, con actividad solfatárica que brotaban de agujeros y grietas. El volcán ya tenía entonces actividad, pero no fue estudiado de nuevo, hasta que en una inspección realizada en 1981 por Canul, y Rocha, durante un estudio de la Comisión Federal de Electricidad, lo señalaron nuevamente como volcán activo. Es considerado un volcán activo, y concentra una gran cantidad de población debido a la expansión de la agricultura, actividad económica importante por el cultivo de café en sus fértiles tierras volcánicas. En las faldas de éste Volcán activo, se calcula que en caso de una reactivación más de personas podrían verse afectados, además de los problemas económicos, sociales y ambientales que podrían generarse (Acosta García, V., 2008). X. Materiales Para poder llevar a cabo el trabajo de análisis, se utilizaron videos que fueron tomados de una cámara rápida phantom V170 de alta definición en donde se grabaron las diferentes experimentos de descompresión de partículas en el tubo de choque de la Universidad Ludwig-Maximilians de Múnich, Alemania por el Dr. Miguel Ángel Alatorre Ibargüngoitia en los meses de febrero y marzo del año Por medio de una computadora se obtuvo una base de datos de cada uno de los 58

67 videos. Así como también, se pudieron tomar las trayectorias de cada partícula de ceniza en función de su tamaño y velocidad con la ayuda del programa ImageJ y el Plugin Mtrack. Posteriormente se analizarán los videos conforme a su base de datos en tablas de Excel para poder graficar la trayectoria que siguió cada partícula al ser descomprimida y poder evaluar cuáles son los parámetros que influyen en los acoplamientos de gas y piroclastos de cada una de ellas. XI. Métodos Se analizaron experimentos de descompresión rápida con partículas volcánicas del volcán Popocatépetl (México) y de la zona volcánica de Eifel (Alemania) de diferentes tamaños, para cada tamaño tamizado a /2 donde =-log2d con d el diámetro de las partículas en mm). El principal parámetro que determina el movimiento de las partículas impulsadas por la expansión del gas es su densidad, ya que el experimento es puramente físico y no químico. Lo que se buscó con estos experimentos es tener un modelo general de expansión de la mezcla de gas y piroclastos en términos de la densidad de las partículas, que en principio puede aplicarse a cualquier volcán con actividad explosiva. En estos términos, las cenizas utilizadas en estos experimentos son parecidas a las cenizas de los volcanes Chichón y el Tacaná, pues ambos son explosivos y la densidad de las cenizas en todos estos casos son similares. Por este motivo, se considera que las observaciones generales obtenidas de los experimentos pueden ser aplicadas a volcanes explosivos como lo son los volcanes Chichón y Tacaná aunque las cenizas con las que se hicieron los experimentos sean de otros volcanes. Se hicieron experimentos a tres diferentes presiones alrededor de 2.5, 5 y 10 MPa, y en cada experimento se analizaron los videos de la emisión de partículas, las curvas de descompresión del autoclave y del conducto de acuerdo a la figura 20. Las características de cada experimento, como el tamaño, la presión, masa y las velocidades de salida, se muestran en la tabla 7 del apéndice 1. 59

68 Procedimiento para el análisis de videos. Con el programa ImageJ se determinó las trayectorias de las partículas emitidas por medio de las siguientes etapas: 1. Obtención de los videos. 2. Conversión de los videos de formato cine a formato avi 3. Se descargó el programa ImageJ así como el plugin de MtrackJ. 4. Para comenzara utilizar el programa se arrastró el video de cada uno de los experimentos hacia la ventana ImageJ, apareció inmediatamente una ventanilla el cual se le dio un clic en use virtual stack y ok. 5. Como el video no contiene una escala se determinó a partir de la opción set scale que se encuentra en la herramienta analyze de esta manera: Distancia en pixeles: se agregó el número de pixeles que se extrajo de una base de datos de las características de cada video. Known distance: se agregó los mm a los que equivale el campo de visión de la cámara, 1pixel/mm Unit of length: se agregó la unidad de longitud en este caso es metros y el tiempo de ms 6. Se corroboró si la información que se agregó fue correcta a través de la herramienta image en show info. 7. Ahora con el plugin Mtrack, se seleccionó la opción add para marcar las partículas que son expulsadas como se muestra en las siguientes figuras. Figura 27. Imagen del video popo_90_25bar, con partículas de 90 m y presión de 2.6 MPa. Las partículas de ceniza se siguen, dónde las trayectorias de los distintos tamaños se miden y se calcula la velocidad de emisión de cada uno de ellos. 60

69 Figura 28. Trayectoria de los frentes de ceniza con respecto al tiempo de salida. Video eifel_500_50bar, con el tamaño de partículas de 500 m y presión de 5MPa. En esta parte sólo se marca las cenizas que se encuentran en el frente de expansión de la mezcla gas y partículas. 8. Al finalizar todo el video se guardó el trabajo en la opción save, pero con terminación.mdf y el nombre deseado, por ejemplo eifel_1,4mm_100bar. 9. Para la base de datos que proporciona el programa se guardó en la opción de measure, que es la parte de la la información obtenida, por medio de distintas medidas que nos proporciona el programa, p.e., las coordenadas en x, que es información de cada partícula y está almacenada en el archivo points, p.e., eifel_1mm_25barpoints, cómo el tiempo correspondiente y la velocidad instantánea, agregando la terminación.txt. De igual forma en el archivo tracks se guarda la velocidad promedio de la trayectoria de cada partícula y su desviación estándar p. e., eifel_1mm_25bartracks, agregando la terminación.txt. Se cierra el programa. 61

70 Tabla 5. Base de datos de cada una de las trayectorias tomadas en uno de los experimentos eifel_1,4mm_25barpoints, con partículas de 1.4 m y presión de 2.7MPa. Este procedimiento se llevó a cabo con 28 videos que tienen diferentes escalas, tamaños y velocidades. 62