Los gases volcánicos son gases emitidos por volcanes activos (o, en ocasiones, inactivos) . Entre ellos se encuentran los gases atrapados en cavidades ( vesículas ) en rocas volcánicas , los gases disueltos o disociados en el magma y la lava , o los gases que emanan de la lava, de cráteres o chimeneas volcánicas. Los gases volcánicos también pueden emitirse a través de aguas subterráneas calentadas por la acción volcánica .
Las fuentes de gases volcánicos en la Tierra incluyen:
Las sustancias que pueden volverse gaseosas o desprender gases cuando se calientan se denominan sustancias volátiles.
Los principales componentes de los gases volcánicos son vapor de agua (H 2 O), dióxido de carbono (CO 2 ), azufre ya sea como dióxido de azufre (SO 2 ) (gases volcánicos de alta temperatura) o sulfuro de hidrógeno (H 2 S) (gases volcánicos de baja temperatura), nitrógeno , argón , helio , neón , metano , monóxido de carbono e hidrógeno . Otros compuestos detectados en los gases volcánicos son oxígeno (meteórico) [ aclaración necesaria ] , cloruro de hidrógeno , fluoruro de hidrógeno , bromuro de hidrógeno , hexafluoruro de azufre , sulfuro de carbonilo y compuestos orgánicos . Los compuestos traza exóticos incluyen mercurio , [1] halocarbonos (incluidos los CFC ), [2] y radicales de óxido de halógeno . [3]
La abundancia de gases varía considerablemente de un volcán a otro, según la actividad volcánica y el entorno tectónico. El vapor de agua es siempre el gas volcánico más abundante, y normalmente representa más del 60% de las emisiones totales. El dióxido de carbono suele representar entre el 10 y el 40% de las emisiones. [4]
Los volcanes ubicados en los límites de las placas convergentes emiten más vapor de agua y cloro que los volcanes ubicados en puntos calientes o en límites de placas divergentes . Esto se debe a la adición de agua de mar a los magmas formados en las zonas de subducción . Los volcanes ubicados en los límites de las placas convergentes también tienen proporciones más altas de H 2 O/H 2 , H 2 O/CO 2 , CO 2 /He y N 2 /He que los volcanes ubicados en puntos calientes o en límites de placas divergentes. [4]
El magma contiene componentes volátiles disueltos , como se describió anteriormente. Las solubilidades de los diferentes componentes volátiles dependen de la presión, la temperatura y la composición del magma . A medida que el magma asciende hacia la superficie, la presión ambiental disminuye, lo que disminuye la solubilidad de los volátiles disueltos. Una vez que la solubilidad disminuye por debajo de la concentración de volátiles, los volátiles tenderán a salir de la solución dentro del magma (exsolverse) y formar una fase gaseosa separada (el magma está sobresaturado de volátiles).
El gas se distribuirá inicialmente a través del magma como pequeñas burbujas, que no pueden subir rápidamente a través del magma. A medida que el magma asciende, las burbujas crecen a través de una combinación de expansión por descompresión y crecimiento a medida que la solubilidad de los volátiles en el magma disminuye aún más, lo que hace que se exuelva más gas. Dependiendo de la viscosidad del magma, las burbujas pueden comenzar a subir a través del magma y fusionarse, o permanecer relativamente fijas en su lugar hasta que comienzan a conectarse y forman una red continuamente conectada. En el primer caso, las burbujas pueden subir a través del magma y acumularse en una superficie vertical, por ejemplo, el "techo" de una cámara de magma. En volcanes con un camino abierto a la superficie, por ejemplo, Stromboli en Italia , las burbujas pueden alcanzar la superficie y, a medida que estallan, ocurren pequeñas explosiones. En el último caso, el gas puede fluir rápidamente a través de la red permeable continua hacia la superficie. Este mecanismo se ha utilizado para explicar la actividad en Santiaguito, volcán Santa María , Guatemala [5] y el volcán Soufrière Hills , Montserrat . [6] Si el gas no puede escapar con la suficiente rapidez del magma, lo fragmentará en pequeñas partículas de ceniza. La ceniza fluidizada tiene una resistencia al movimiento mucho menor que el magma viscoso, por lo que se acelera, lo que provoca una mayor expansión de los gases y una aceleración de la mezcla. Esta secuencia de eventos impulsa el vulcanismo explosivo. El hecho de que el gas pueda escapar suavemente (erupciones pasivas) o no (erupciones explosivas) está determinado por el contenido total de volátiles del magma inicial y la viscosidad del magma, que está controlada por su composición.
El término desgasificación en "sistema cerrado" se refiere al caso en el que el gas y su magma original ascienden juntos y en equilibrio entre sí. La composición del gas emitido está en equilibrio con la composición del magma a la presión y temperatura a las que el gas sale del sistema. En la desgasificación en "sistema abierto", el gas abandona su magma original y asciende a través del magma suprayacente sin permanecer en equilibrio con ese magma. El gas liberado en la superficie tiene una composición que es un promedio del flujo de masa del magma exuelto a varias profundidades y no es representativo de las condiciones del magma a ninguna profundidad en particular.
La roca fundida (magma o lava) cerca de la atmósfera libera gases volcánicos a alta temperatura (>400 °C). En las erupciones volcánicas explosivas , la liberación repentina de gases del magma puede provocar movimientos rápidos de la roca fundida. Cuando el magma encuentra agua, agua de mar, agua de lago o agua subterránea, puede fragmentarse rápidamente. La rápida expansión de los gases es el mecanismo impulsor de la mayoría de las erupciones volcánicas explosivas. Sin embargo, una parte significativa de la liberación de gases volcánicos se produce durante las fases de reposo casi continuas del vulcanismo activo.
A medida que el gas magmático que viaja hacia arriba se encuentra con agua meteórica en un acuífero , se produce vapor. El calor magmático latente también puede hacer que las aguas meteóricas asciendan como una fase de vapor. La interacción prolongada fluido-roca de esta mezcla caliente puede lixiviar los componentes de la roca magmática que se enfría y también de la roca del país , lo que causa cambios de volumen y transiciones de fase, reacciones y, por lo tanto, un aumento en la fuerza iónica del fluido que se filtra hacia arriba. Este proceso también disminuye el pH del fluido . El enfriamiento puede causar la separación de fases y la deposición mineral , acompañada de un cambio hacia condiciones más reductoras. En la expresión superficial de tales sistemas hidrotermales , los gases volcánicos de baja temperatura (<400 °C) emanan como mezclas de vapor y gas o en forma disuelta en fuentes termales . En el fondo del océano, estos fluidos hidrotermales calientes sobresaturados forman gigantescas estructuras de chimenea llamadas fumaderos negros , en el punto de emisión al agua de mar fría .
A lo largo del tiempo geológico, este proceso de lixiviación hidrotermal, alteración y/o redeposición de minerales en la roca del país es un proceso efectivo de concentración que genera ciertos tipos de depósitos de mineral económicamente valiosos .
La liberación de gas puede ocurrir por advección a través de fracturas, o por desgasificación difusa a través de grandes áreas de suelo permeable como estructuras de desgasificación difusa (DDS). En los sitios de pérdida de gas por advección, la precipitación de azufre y minerales raros forma depósitos de azufre y pequeñas chimeneas de azufre, llamadas fumarolas . [7] Las estructuras fumarólicas de muy baja temperatura (por debajo de 100 °C) también se conocen como solfataras . Los sitios de desgasificación en frío de predominantemente dióxido de carbono se llaman mofettes . Las fuentes termales en los volcanes a menudo muestran una cantidad medible de gas magmático en forma disuelta.
Las emisiones globales actuales de gases volcánicos a la atmósfera se pueden clasificar como eruptivas o no eruptivas. Aunque todas las especies de gases volcánicos se emiten a la atmósfera, las emisiones de CO2 ( un gas de efecto invernadero ) y SO2 han sido objeto de mayor estudio.
Desde hace mucho tiempo se reconoce que las erupciones contribuyen a emisiones totales de SO2 mucho menores que la desgasificación pasiva. [8] [9] Fischer et al (2019) estimaron que, de 2005 a 2015, las emisiones de SO2 durante las erupciones fueron de 2,6 teragramos (Tg o 10 12 g o 0,907 gigatoneladas Gt) por año [10] y durante los períodos no eruptivos de desgasificación pasiva fueron de 23,2 ± 2 Tg por año. [10] Durante el mismo intervalo de tiempo, se estimó que las emisiones de CO2 de los volcanes durante las erupciones fueron de 1,8 ± 0,9 Tg por año [10] y durante la actividad no eruptiva fueron de 51,3 ± 5,7 Tg por año. [10] Por lo tanto, las emisiones de CO2 durante las erupciones volcánicas son menos del 10% de las emisiones de CO2 liberadas durante la actividad volcánica no eruptiva.
La erupción del 15 de junio de 1991 del Monte Pinatubo ( VEI 6) en Filipinas liberó un total de 18 ± 4 Tg de SO 2 . [11] Estas grandes erupciones VEI 6 son raras y solo ocurren una vez cada 50 a 100 años. Las erupciones de 2010 del Eyjafjallajökull (VEI 4) en Islandia emitieron un total de 5,1 Tg de CO 2 . [12] Las erupciones VEI 4 ocurren aproximadamente una vez al año.
A modo de comparación, Le Quéré, C. et al. estiman que la quema de combustibles fósiles y la producción de cemento por parte de los seres humanos procesaron 9,3 Gt de carbono por año entre 2006 y 2015 [13] , creando hasta 34,1 Gt de CO2 al año.
Algunas estimaciones recientes de emisiones volcánicas de CO2 son más altas que las de Fischer et al. (2019). [10] Las estimaciones de Burton et al. (2013) de 540 Tg de CO2 / año [14] y de Werner et al. (2019) de 220-300 Tg de CO2 / año [12] tienen en cuenta las emisiones difusas de CO2 de las regiones volcánicas.
Los gases volcánicos fueron recolectados y analizados en 1790 por Scipione Breislak en Italia. [15] La composición de los gases volcánicos depende del movimiento del magma dentro del volcán. Por lo tanto, los cambios repentinos en la composición de los gases a menudo presagian un cambio en la actividad volcánica. En consecuencia, una gran parte del monitoreo de los riesgos de los volcanes implica la medición regular de las emisiones gaseosas. Por ejemplo, un aumento en el contenido de CO2 de los gases en Stromboli se ha atribuido a la inyección de magma fresco rico en volátiles en las profundidades del sistema. [16]
Los gases volcánicos se pueden detectar (medir in situ) o tomar muestras para su posterior análisis. La detección de gases volcánicos se puede realizar:
El dióxido de azufre (SO 2 ) absorbe fuertemente en las longitudes de onda ultravioleta y tiene bajas concentraciones de fondo en la atmósfera. Estas características hacen del dióxido de azufre un buen objetivo para el monitoreo de gases volcánicos. Puede ser detectado por instrumentos basados en satélites, que permiten el monitoreo global, y por instrumentos terrestres como DOAS. Los conjuntos DOAS se colocan cerca de algunos volcanes bien monitoreados y se utilizan para estimar el flujo de SO 2 emitido. El Sistema Analizador de Gas Multicomponente (Multi-GAS) también se utiliza para medir de forma remota CO 2 , SO 2 y H 2 S. [17] Los flujos de otros gases generalmente se estiman midiendo las proporciones de diferentes gases dentro de la columna volcánica, por ejemplo, por FTIR, sensores electroquímicos en el borde del cráter del volcán o muestreo directo, y multiplicando la relación del gas de interés con SO 2 por el flujo de SO 2 .
El muestreo directo de gases volcánicos se realiza a menudo mediante un método que implica un matraz de vacío con solución cáustica , utilizado por primera vez por Robert W. Bunsen (1811-1899) y posteriormente perfeccionado por el químico alemán Werner F. Giggenbach (1937-1997), denominado botella de Giggenbach . Otros métodos incluyen la recolección en recipientes vacíos al vacío, en tubos de vidrio de flujo continuo, en botellas de lavado de gases (depuradores criogénicos), en paquetes de filtros impregnados y en tubos adsorbentes sólidos.
Las técnicas analíticas para muestras de gas comprenden cromatografía de gases con detección de conductividad térmica (TCD), detección de ionización de llama (FID) y espectrometría de masas (GC-MS) para gases, y varias técnicas químicas húmedas para especies disueltas (por ejemplo, titulación acidimétrica para CO 2 disuelto y cromatografía iónica para sulfato , cloruro y fluoruro ). La composición de trazas metálicas, trazas orgánicas e isotópicas generalmente se determina mediante diferentes métodos de espectrometría de masas.
Ciertos componentes de los gases volcánicos pueden mostrar signos muy tempranos de cambio de condiciones en profundidad, lo que los convierte en una herramienta poderosa para predecir la inestabilidad inminente. Utilizado en conjunción con los datos de monitoreo sobre sismicidad y deformación , el monitoreo correlativo gana gran eficiencia. El monitoreo de gases volcánicos es una herramienta estándar de cualquier observatorio de volcanes . Desafortunadamente, los datos de composición más precisos aún requieren campañas de muestreo de campo peligrosas. Sin embargo, las técnicas de teledetección han avanzado enormemente durante la década de 1990. El Proyecto de Desgasificación de Carbono de la Tierra Profunda está empleando teledetección Multi-GAS para monitorear 9 volcanes de forma continua.
Los gases volcánicos fueron directamente responsables de aproximadamente el 3% de todas las muertes de seres humanos relacionadas con volcanes entre 1900 y 1986. [4] Algunos gases volcánicos matan por corrosión ácida ; otros matan por asfixia . Algunos gases volcánicos, incluidos el dióxido de azufre, el cloruro de hidrógeno, el sulfuro de hidrógeno y el fluoruro de hidrógeno, reaccionan con otras partículas atmosféricas para formar aerosoles . [4]
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