ANÁlisis de la distribución espacial de la emisión difusa de co2



Descargar 110.93 Kb.
Fecha de conversión04.05.2017
Tamaño110.93 Kb.
ANÁLISIS DE LA DISTRIBUCIÓN ESPACIAL DE LA EMISIÓN DIFUSA DE CO2 EN LAS CALDERAS VOLCÁNICAS CUICOCHA Y QUILOTOA, COMO SUSTENTO TÉCNICO PARA LA TOMA DE DECISIONES EN LA GESTIÓN DE RIESGOS
N. Serrano Abarca1; A. Bustos Gordón2 & T. Toulkeridis3
RESUMEN:

Se realizó un análisis de la distribución espacial de la emisión difusa de CO2 en el ambiente superficial de los volcanes Cuicocha y Quilotoa mediante la aplicación del método de cámara de acumulación de gases en la interfase agua-aire y suelo-aire. Para la cuantificación de CO2 difuso emitido hacia la atmósfera, fue necesario la construcción de geodatabases con información de la caracterización de las áreas de estudio, un análisis exploratorio de los datos y un análisis estructural (estadística y geoestadística) para obtener confiabilidad en los valores estimados de la etapa predictiva, a partir de la medición de flujo difuso y concentración de CO2 (suelo y agua), temperatura (suelo y agua), pH (agua) y conductividad eléctrica (agua), obtenidos en campo. La cuantificación de flujo difuso de CO2 en el volcán Cuicocha, en un área de 13,3 km2, fue de 95 ± 2 t/d, su análisis de distribución mostró una variación espacio-temporal entre los años 2006 y 2012. Esta fluctuación se encuentra ligada a un sismo (año 2011) que produjo para el 2012 un incremento de 5,6 veces el valor del año 2006 (de 106 ± 5 t/d a 652 ± 25 t/d). Mientras que el volcán Quilotoa, en un área de 3,06 km2, liberó 536,5 ± 35 t/d hacia la atmósfera, 5,6 veces mayor a la cantidad emitida por el volcán Cuicocha y tres veces mayor a la del volcán El Chichón en México. En la laguna cratérica Quilotoa, la mayor cantidad de salida espontánea de CO2 muestra una mayor probabilidad de efectos negativos para la salud, a causa de la exposición directa durante un tiempo mayor a una hora en el sector localizado al suroeste, por lo que no se recomienda competencias de natación. Estas altas tasas de emisión de CO2 y la demostración de la aplicabilidad del método para la identificación de variación en el comportamiento de las estructuras volcánicas, sugieren mantener continuidad en los monitoreos de desgasificación difusa de CO2.



Palabras claves: CÁMARA DE ACUMULACIÓN DE GASES, DESGASIFICACIÓN DIFUSA DE CO2, LAGUNAS VOLCÁNICAS, CUICOCHA, QUILOTOA.
ABSTRACT:

An analysis of the spatial distribution of diffuse CO2 emission in the surfaces of the Cuicocha and Quilotoa volcanoes was obtained by applying the gas accumulation chamber method to the water-air and soil-air interfaces. For the quantification of diffuse CO2 emitted to the atmosphere, it was necessary to build geodatabases with information of the study areas characterization, an exploratory analysis of the data, and a structural analysis (statistics and geostatistics) to reach reliability in the estimated values from measures of diffusive flow and CO2 concentration (soil and water), temperature (soil and water), pH (water) and electrical conductivity (water), obtained in the field. The diffusive CO2 flow quantification in the Cuicocha volcano in an area of ​​13.3 km2 was 95 ± 2 t / d, its distribution analysis showed a spatio-temporal variation between the years 2006 and 2012. This fluctuation is linked to an earthquake (in 2011) that produced an increase of 5.6 times to the value of 2006 (from 106 ± 5 t / d to 652 ± 25 t / d). While the Quilotoa volcano, in an area of ​​3.06 km2, released 536.5 ± 35 t / d in the atmosphere, 5.6 times greater than the amount emitted by the Cuicocha volcano and three times greater than the El Chichón volcano in Mexico. In the Quilotoa crater lagoon, the big amount of spontaneous output of CO2 shows an increased likelihood of negative health effects due to direct exposure for more than one hour in the southwestern sector; therefore, it is not recommended for swimming competitions. These high CO2 emission rates and the demonstration of the applicability of the method for the identification of variation in the behavior of the volcanic structures, suggest to maintain continuous monitoring of the diffuse CO2 degassing.



Keywords: GAS ACCUMULATION CHAMBER, DIFFUSE DEGASSING OF CO2, VOLCANIC LAKES, CUICOCHA, QUILOTOA.
INTRODUCCIÓN
La mayor parte de los estudios de desgasificación difusa en sistemas volcánicos hacen referencia al dióxido de carbono (CO2) que, por su baja solubilidad en fundidos silicatados (Gerlach & Graeber, 1985) y su mayoritaria presencia en los gases volcánicos, se ha convertido en un buen trazador de la desgasificación del magma. La facilidad de medición del flujo difuso de CO2 permite el desarrollo de numerosas investigaciones para evaluar su variación espacio temporal y su relación con el grado de actividad volcánica (Allard, et al., 1991); (Baubron, Mathieu, & Miele, 1991); (Chiodini, Frondini, & Raco, 1996); (Pérez, et al., 2006); (Hernández, et al., 2001a); (Melián G. , et al., 2004); (Padrón, et al., 2008); (Rizzo, et al., 2009), basados en que el CO2 difuso volcánico tiene la misma magnitud que el CO2 liberado por emisiones volcánicas visibles (Baubron, Allard, & Toutain, 1990); (Allard P. , 1992); (Chiodini, Frondini, & Raco, 1996); (Giammanco, Inguaggiato, & Valenza, 1998).

El flujo difuso de CO2 emanado hacia la atmósfera puede ser medido, con alto grado de exactitud, mediante sensores de infrarrojo portátiles utilizados en el método de “cámara de acumulación de gases” permitiendo la localización de sus emisiones anómalas o variaciones espacio-temporales en los sistemas volcánicos (Hernández, et al., 2012).

Cuicocha y Quilotoa son volcanes activos resultado del proceso de subducción de la placa oceánica Nazca bajo las placas continentales Caribe y Sudamericana (Toulkeridis, 2013). Presentan una masa hídrica almacenada dentro de su caldera, en cuyas profundidades se acumulan grandes cantidades de CO2 de origen volcánico, que se liberan parcialmente, en forma de burbujas, a través de la superficie lagunar4 (Padrón, et al., 2008). Esta salida espontánea de gas se incrementa debido a la declinación del agua, al historial volcánico y, en la laguna de Quilotoa, a la presión total de CO2 mayor a la presión atmosférica del lugar en toda profundidad mayor a 20 metros (Aguilera , et al., 2000).

Considerando que en las lagunas volcánicas el alcance de saturación, la disminución de carga hidrostática o una presión externa (vientos, movimientos sísmicos, etc) son sucesos que podrían desencadenar una explosión líminica o la salida de una cantidad considerable del gas que puede asfixiar a la fauna, flora, incluyendo a los seres humanos localizados en las proximidades (Aguilera , et al., 2000); (Toulkeridis, 2013), llegando hasta producir eventos catastróficos como los ocurridos en los lagos Nyos y Monoum, Camerún (Kling, et al., 1987); (Cotel, 1999), el presente proyecto tiene como objetivo analizar la distribución espacial de la emisión difusa de CO2 en el ambiente superficial de las lagunas volcánicas Cuicocha y Quilotoa en ajuste al proceso de construcción del Plan Nacional del Buen Vivir 2013 - 2017 en el que se articula la necesidad de conocimiento científico para “Garantizar la preservación y protección integral del patrimonio cultural y natural y de la ciudadanía ante las amenazas y riesgos de origen natural o antrópico” (Política 3.11 del Objetivo 3).


ÁREA DE ESTUDIO
Cuicocha y Quilotoa están ubicados en la cordillera Occidental de los Andes (Ver Figura 1) ocupando el cuarto y tercer lugar, respectivamente, en peligrosidad de acuerdo al IEV (Índice de Explosividad Volcánica) determinado por Newhall & Self en 1982 (Toulkeridis, 2013).

Figura . Ubicación de los volcanes ecuatorianos estudiados



Fuente: Elaboración propia


Quilotoa (3915 msnm) es un volcán situado en la provincia de Cotopaxi, de morfología compleja que se formó en el período del Pleistoceno como un gran estratovolcán de 15 a 20 km de diámetro (Hall, Samaniego, Le Pennec, & Johnson, 2008), iniciando su actividad volcánica hace 211000 años con un período de recurrencia que va de los 10 a 15 mil años, identificándose al menos ocho períodos eruptivos de relevancia (Q-I a Q-VIII), siendo los más recientes los correspondientes a los años 800, 14770, 24000, 33700 y 40000 A.P. Nombrados como Q-I, Q-II, Q-III, Q-IV y Q-V respectivamente (Mothes & Hall, 2008). Actualmente está formado por una caldera de diámetro elíptico de 2,4 a 2,8 km y 400 m de profundidad que resultó de la caída del inestable edificio volcánico provocada por el hundimiento del techo de la cámara magmática del antiguo estratovolcán. Como dicho hundimiento no presenta ni entradas ni salidas, el agua de lluvia ocupó la caldera formando una laguna de 1,7–1,9 km de diámetro con una profundidad máxima de 256 m a una altura de 3500 msnm (Aguilera , et al., 2000). El volumen total de agua alcalina es 0,35 km3 (Aguilera , et al., 2000); (Di Muro, 2002). Las alturas máximas de los picos del borde irregular de la caldera se encuentran en domos de lava y llegan a 3810 msnm en la parte norte y a 3915 msnm en la parte suroriental (Aguilera , et al., 2000).

Cuicocha (3072 msnm) localizado en la provincia de Imbabura, parece ser un volcán parásito del complejo volcánico del Pleistoceno, Cotacachi, situado en la zona de la fractura Otavalo-Umpalá (Hanus, 1987), sin embargo, investigaciones geoquímicas y mineralógicas indican que son dos volcanes que fueron alimentados por distintos tipos de magma. Cuicocha comienza su actividad con una serie de erupciones 4490 - 2990 A.P., incluyendo flujos de lava y ceniza con depósitos de 150 m de espesor (Gunkel, Grupe, Viteri, & Beulker, 2009a). El colapso del domo y la formación de la caldera de 3,2 km de diámetro sucedieron después de la erupción de 2990 A.P. (Mothes & Hall, 1991). Las fuertes erupciones finalmente construyeron 5 domos de lava andesítica-dacítica en el centro de la caldera (1350 – 1230 A.P.), 4 de ellos distribuidos en dos islas: en el centro del lago la Isla Yeroví de 0,26 km2 y la Isla Wolf de 0,41 km2 y un domo adicional en el extremo este-noreste, en la pared del borde de la caldera (Gunkel, Grupe, Viteri, & Beulker, 2009a) (Hall & Mothes, 1998). Las paredes de la caldera son muy escarpadas con pendientes que varían de 45 a 75° (Toulkeridis, T & Zak, V, 2008).
METODOLOGÍA


  1. Elaboración de Geodatabases

Las geodatabases están elaboradas a partir de un conjunto de geoinformación cartográfica, geológica y de experimentación, compilado en un sistema de información geográfica con la finalidad de crear una plataforma de información que permita almacenar datos a ser utilizados en análisis posteriores. Se encuentran ajustadas al Catálogo Nacional de Objetos Geográficos (versión 2.0 emitida en el año 2013) basado en la normativa internacional ISO/TS 19110:2005 e ISO 19126:2009 que ha sido avalado por varias instituciones del estado ecuatoriano para la homologación de la información geográfica.


  1. Medición de flujo de CO2 en superficie

Las medidas de flujo difuso de CO2 se realizaron mediante el uso de un espectrofotómetro infrarrojo no dispersivo (NDIR) portátil, capaz de medir concentraciones de 0 - 2000 ppm con una precisión de ~5%. El instrumento cuenta con una cámara circular invertida (cámara de acumulación) de 9,1 cm de altura y 19,75 cm de diámetro, con un volumen interno de 3,063 x 10-3 m3, donde se va acumulando el gas y circula gracias a una pequeña bomba en circuito cerrado. El gas es homogenizado dentro de la cámara a partir de una hélice colocada en el interior de la misma (Melián, G., 2008). El medidor de flujo y concentración está conectado vía bluetooth a un ordenador de bolsillo (palm PC o PDA) que permite registrar el aumento de la concentración de CO2 en el interior de la cámara (Ver Figura 2) (Melián, G., 2008). Para la medición en el agua se utilizó el mismo equipo, adicionando un artefacto de flotación en la cámara de acumulación para su protección (Ver Figura 3).

La medición del flujo difuso requiere de un periodo de tiempo suficiente para que la concentración de gas acumulado alcance un equilibrio dinámico (Melián, G., 2008), obteniendo una zona estable en la curva visualizada en la PDA. La duración de la grabación de la curva de flujo tiene normalmente un rango de 90 a 240 segundos en unidades ppm/s (West Systems, 2007).


Figura 2. Equipo Diffuse flux-meter portátil Figura 3. Cámara de acumulación con

artefacto de flotación



c:\users\marius\desktop\tesis\fotos tesis\quilotoa\equipos\img_0104.jpg

Fuente: (West Systems, 2007) Fuente: Elaboración propia


Para evitar la confusión con las condiciones de presión y temperatura durante la medición, se transforma las unidades de pendiente, expresada en unidades volumétricas, (ppmVs-1) a unidades másicas (g m-2 d-1). Otro de los factores importantes para la conversión es la densidad (d), obtenida a partir de la Ley Universal de los gases (Ver Fórmula 1), que involucra presión y temperatura, siendo valores de sustancial influencia en la medición de flujo. Obtenemos la fórmula de densidad con los parámetros de influencia como Pr y T (Ver Fórmula 2 y 3).

Donde Pr es la presión atmosférica expresada en atmósferas (at), V es el volumen del gas CO2, n es el número de moles del gas, m es la masa del gas CO2, M es la masa molecular del CO2, R es la constante de los gases ideales , T es la temperatura del ambiente (K).

Para obtener la presión en atmósferas a partir de la altura elipsoidal del navegador GPS (Global Positioning System), se utilizó la siguiente fórmula barométrica (Ver Fórmula 4).



Donde:



Como las unidades del resultado de la fórmula [4] son mmHg, es necesario transformarlas a atmósferas para su uso en la ecuación [3] y finalmente alcanzar unidades de densidad (g/l). La siguiente fórmula corresponde a la constante (Cte) (Ver Fórmula 5) elemental para corregir los datos de acuerdo a las variables de temperatura ambiental, presión y volumen de la cámara.


Finalmente para obtener el Flujo Difuso Másico (FDM) se multiplica el Flujo Difuso Volumétrico (FDV) por la Cte (Ver Fórmula 6):

En la interface suelo-atmósfera adicionalmente, se realizaron mediciones de temperatura ambiente y temperatura del suelo a 15 cm y 40 cm de profundidad con dos termómetros digitales de dos canales TES 1314 con sondas metálicas de termopar. Mientras que en la interface agua-atmósfera se midió la temperatura del ambiente, pH, conductividad y temperatura del agua a una profundidad de 20 – 40 cm por medio de una termocupla y un medidor de pH portátil de marca Oakton Waterproof pH/CON 10 meter.




  1. Aplicación de Geoestadística para el modelamiento de datos

El proceso de planificación espacial de medición está sujeto a una malla-base con “n” número de puntos que siguen una distribución sistemática regular cuyo factor de espaciado (200 m) está sujeto al área total y tiempo designado para el trabajo de campo, logrando abarcar toda la dimensión de las lagunas. La localización de los puntos de medición en suelo mantiene distancias de 250 m (56 puntos) y 500 m (26 puntos), en Cuicocha y Quilotoa respectivamente.

A partir de los datos de experimentación el trabajo geoestadístico está definido en tres etapas: análisis exploratorio de los datos, análisis estructural y predicción.


RESULTADOS Y DISCUSIONES


  1. Análisis estadístico de los datos

Se identificaron los valores atípicos leves y extremos por medio del rango intercuartil. En el volcán Quilotoa se determinaron 13 anomalías de flujo de CO2 en el ambiente acuático, localizados en la zona sur de la laguna y principalmente aglomerados en el área de burbujeo, y una anomalía en la interfase suelo-aire. Mientras que en el volcán Cuicocha, se identificó 4 anomalías de flujo de CO2 en la superficie lagunar concentrándose en su mayoría en la zona de burbujeo al norte del domo Yeroví, y 2 anomalías en suelo.

Para la ejecución del análisis geoestadístico fue necesario extraer los atípicos leves y/o extremos, debido a que el amplio rango de valores dificulta el modelamiento de las variables espaciales ajustadas a semivariogramas teóricos. Para Cuicocha se eliminó los valores atípicos leves y extremos, mientras que en el caso del Quilotoa se suprimió únicamente los valores atípicos extremos, caso contrario la ausencia de los atípicos leves (que son varios) estrecharía la posibilidad de una interpolación adecuada. Finalmente se realizó un estudio estadístico final, donde se evidencia que los datos experimentan disminución del coeficiente de variación, con tendencia a curvas mesocúrticas de la distribución de los datos con cercanía a la simetría.





  1. Modelamiento del semivariograma de ajuste

Se realiza el cálculo del semivariograma experimental y su adaptación al variograma teórico utilizando el software geoestadístico Variowin 2.2 donde se realiza un ajuste manual de los parámetros descriptivos del variograma: nugget, sill y rango. El variograma elegido es aquel que posee un índice de calidad de ajuste o “current fit” más próximo a 0 y una discontinuidad en el origen menor al 50% del sill. Para todos los casos se empleó un variograma omnidireccional con anisotropía 1 y dirección 0.
Tabla 1. Semivariogramas de los parámetros medidos en el agua de Quilotoa y Cuicocha

QUILOTOA

CUICOCHA

CO2 DIFUSO





Fuente: Elaboración propia
El comportamiento del semivariograma de flujo de CO2 másico sobre la laguna de Quilotoa mantiene un aumento constante de similar proporción hasta un intervalo de distancia aproximada de 800 metros, a partir de la cual existe un incremento que logra el máximo de semivarianza y no crece más, alcanzando la meseta. Las observaciones a partir de 1440 metros de distancia no presentan dependencia espacial.

La distribución de los datos del flujo de CO2 másico sobre la laguna de Cuicocha muestra que la influencia de cada medición tendrá un alcance de 400,4 metros, acercándose a un modelo de independencia debido al bajo valor de rango (Ver Tabla 1).




  1. Validación del modelo a través del error en la predicción espacial

A través del modelo teórico se logra representar el comportamiento de las variables en los sitios sin medición, aplicando el método de interpolación Kriging del software ArcGIS 9.x de licencias académicas.

La variabilidad de las predicciones (Ver Tabla 2), se muestra en la tabla de valores del estudio geoestadístico del software ArcGIS 9.x.


Tabla 2.Errores de predicción para los parámetros analizados

Laguna volcánica

Estimación

Flujo difuso de CO2 (g/m2d)

QUILOTOA

Rango de error

-266,66 a 180,91

Error estándar promedio

70,05

CUICOCHA

Rango de error

-24 a 15

Error estándar promedio

8,22

Fuente: Elaboración propia

La complejidad de la variable espacial está orientada al registro de altos valores que se destacan de la vecindad. Los datos de predicción, aún con incertidumbre, indican una emanación intensa del gas con focos de anomalías puntuales.




  1. Análisis de la distribución espacial de CO2 difuso


QUILOTOA

La batimetría muestra pendientes pronunciadas en el cuadrante septentrional de la laguna que parecen tener relación con la formación de pequeñas fallas que delimitan la zona de mayor emisión de CO2 difuso. Esta zona presenta una forma semicircular que toma la dirección de las isolíneas de profundidad. Se pueden encontrar los puntos de mayor medición de CO2 alineados a las cumbres sublagunares cuyo origen podría estar relacionado con procesos tectónicos (Aguilera , et al., 2000). Uno de los levantamientos estructurales sería el borde de la caldera C-2 (Hall & Mothes, 2008) cuyo ensanchamiento forma la caldera actual. Estas fisuras abiertas, son los caminos preferenciales por donde escapan los gases volcánicos. Como estas estructuras se encuentran bajo la superficie del agua, puede coincidir con las anomalías lineales de flujo de CO2 (Bloomberg, et al., 2012). La variación anómala ubicada en el sector sur no sigue, aparentemente, la fractura de orientación NNE, los valores de flujo decrecen a partir de esta zona (Ver Figura 4).



Figura 5. Distribución espacial de flujo difuso de CO2 en la superficie de la laguna Quilotoa

Figura 4. Alineación de puntos de mayor emisión de CO2 al borde sur de la caldera C-2











Fuente: (Hall & Mothes, 2008)


Fuente: Elaboración propia


Hacia el occidente las pendientes se observan suavizadas a partir de la falla NNE que divide longitudinalmente a la laguna (Aguilera , et al., 2000), identificándose emisiones difusas considerables (de cuanto en cuanto) en los sitios más cercanos a las orillas con un descenso paulatino hacia el norte. Al norte y al oeste, la emisión de CO2 es relativamente baja con valores entre 50 a 80 g/m2 día. La inclinación ubicada en el centro norte se dirige hacia la zona profunda sin influenciar en la salida del gas (Ver Figura 5).

Al nororiente, el relieve topográfico desciende uniformemente hasta alcanzar la profundidad máxima que se extiende en la parte central de la laguna. En esta área la emisión de gas difuso (80 - 110 g/m2d) se presenta matizada por un incremento de CO2 sobre el extremo noreste que altera la estabilidad de la zona (110 - 140 g/m2d) (Ver Figura 5). La parte más cercana a la costa suroeste presenta alta actividad de desgasificación con valores superiores a 1000 g/m2d, es posible notar la ascensión vertical del CO2 en forma de burbujas como evidencia de su escape a la superficie. Estas anomalías están ubicadas en sitios de menor profundidad correspondientes a la ladera del domo SW de la laguna (Mothes, P & Hall, M, 2009) (Ver Figura 6).

La desgasificación difusa de CO2 en la superficie de la laguna de Quilotoa presenta valores entre 37,03 – 542 g/m2d (con valores anómalos de 1176,42 y 1997,53 g/m2d en la zona de burbujeo), mucho mayor que la obtenida en Sfânta Ana (Rumania) cuya variación de flujo de CO2 se ubicó entre 2 – 90 g/m2d (Frunzeti, 2011) para un área de 0,193 km2.

La laguna de Quilotoa emite hacia la atmósfera un valor total de 536 ± 35 t d-1 de CO2 en un área de 3,06 km2, muy similar a la del lago volcánico Rotomahana en Nueva Zelanda: 549 ± 72 t/d (Mazot, et al., 2014) en una superficie de 8 km2, y tres veces más alto que la emisión de El Chichón en México: 164 ± 9,5 t d–1 en un área de 0,138 km2 (Mazot & Taran, 2009).


Figura 6. Zona de burbujeo en ladera del domo SW (representado con símbolo de ruedas)

Fuente: (Mothes, P & Hall, M, 2009)


El amplio rango de fluctuación espacial, en la laguna de Quilotoa, explica que parte de su comportamiento puede estar ligado a los procesos de atelomixis parcial (atelos: completo, mixis: mezcla) conocido para lagos de montañas altas en zonas tropicales (Imberger, 1985); (Gunkel, G.& Casallas, J., 2002). Este proceso propuesto por (Lewis, 1973) se origina sujeto a las corrientes conveccionales diariamente producidas en el epilimnion a causa del enfriamiento nocturno, dando como resultado una mezcla de agua a 60 m de profundidad, bajo el epilimnion. El cambio de la estratificación térmica causa que el hipolimnion se mezcle parcialmente permitiendo la salida del CO2, a través de fluidos de agua hidrotermal o burbujeo, y el aumento de su densidad con el agua profunda.

Como resultado de este proceso de mezcla parcial, ocurrida con mayor frecuencia para lagunas de área extensa, puede sobrevenir la salida de CO2 difuso hacia la superficie con o sin movilización de las aguas por las corrientes de viento. La desgasificación se produce rápidamente cuando el agua del hipolimnion asciende a la superficie debido a la sobresaturación del CO2 con respecto a la concentración del aire (Gunkel G. , Beulker, Grupe, & Viteri, 2008).


CUICOCHA

El área de liberación de CO2 se dispersa desde el borde oeste de la laguna con un rango de 32 - 38 (g/m2 día), hacia el borde occidental del domo Teodoro Wolf, que según la batimetría, se localiza sobre la pared subacuática inclinada coincidiendo con valores atípicos graves. Otras evidentes fugas de gas se encuentran en el filo lagunar al norte de la isla Wolf, en el límite de las paredes subacuáticas de los domos y en el fondo lagunar. Se identifica una región estable de salida de gas sobre la zona más profunda de la laguna, con un rango de 16 - 20 (g/m2 día), sujeta a la presión hidrostática que impide el escape del gas (Ver Figura 7-c).

Esta localización de valores más altos de desgasificación difusa en los bordes lagunares se explica por el ascenso vertical que generalmente presentan los flujos gaseosos, aunque en algunas ocasiones puede circular disuelto en fase líquida viajando lateralmente desde la fuente (Aguilera F. , 2008); (Fridriksson, 2009) hacia los márgenes del lago o filos de domos, donde la profundidad se reduce, disminuyendo a su vez, la presión hidrostática (Navarrete, 2012).
Figura 7. Campañas de medición de desgasificación difusa de CO2 en la superficie del volcán Cuicocha: a) año 2006, b) año 2012, c) año 2014

Fuente: a) (Padrón, et al., 2008); b) (Toulkeridis, et al., 2012) ; c) Elaboración propia


El CO2 liberado a la atmósfera por el volcán Cuicocha fue cuantificado en 95 ± 2 t d-1 (toneladas métricas por día), 11 t d-1 inferior a los resultados de la campaña del año 2006 (Figura 7-a), que determinó un valor total de 106 t d-1 de CO2 difuso (Padrón, et al., 2008), y disminuido 7 veces con respecto a la campaña del año 2012 (Figura 7-b). La gran emisión difusa de gas de 652 td-1 del año 2012, está marcada por la presencia de pequeños eventos sísmicos registrados en las unidades de vigilancia (Toulkeridis, et al., 2012).

La dinámica espacial de CO2 difuso entre los años 2006 y 2014 muestra un comportamiento variado, con altas cantidades de flujo localizadas en regiones contrarias. Mientras que en el año 2012 se observa una distribución homogénea.


Relación del flujo difuso de CO2 y los parámetros de temperatura, conductividad eléctrica y pH

El efecto del CO2 en las lagunas volcánicas Cuicocha y Quilotoa puede describirse en las áreas con valores altos de desgasificación difusa, donde el gas tiende a escapar en sectores de mayor grado térmico acidificando el ambiente acuático (Pérez, et al., 2006) (Pérez, et al., 2010) e incrementando la conductividad eléctrica (Ver Tabla 3). El comportamiento de estos parámetros se encuentra ligado a la superficie subacuática de las lagunas que generan sectores de menores volúmenes de agua, lo que acrecienta la temperatura y la concentración de sales. En estas lagunas, la conductividad eléctrica se ve concentrada por la acción del agua de lluvia que al impactar sobre elementos rocosos arranca las sales llevándolas en disolución hacia el cuerpo de agua (además de provocar circulación de los sedimentos) y por los efectos del viento que favorece al movimiento de la masa de agua y su subida hacia la orilla provocando erosión y desprendimiento de fragmentos y sales.

A pesar del proceso de desgasificación difusa de CO2, los valores de pH de la superficie de la laguna Quilotoa determinan un medio ligeramente alcalino, característico de los lagos naturales de alta montaña (Roldán & Ramírez, 2008), conferido por la capacidad de amortiguamiento del agua que estabiliza el pH a través de la absorción del exceso de acidez originada por la presencia masiva de iones HCO3- (Henry & Heinke, 1999).


  1. Análisis de amenaza por desgasificación difusa de CO2

Dado que estos cuerpos de agua son de gran importancia para las comunidades locales, se considera a las zonas con valores superiores al 3% o 30000 ppm de emisión de CO2 (en el lapso de una hora), de alta amenaza de intoxicación en ambientes exteriores (Hansell, Horwell, & Oppenheimer, 2006)

La zonificación de amenaza por intoxicación de CO2 para la laguna de Quilotoa consta de cuatro regiones definidas en: (1) baja (< 10000 ppm/h) donde la permanencia en la laguna presenta una reducida probabilidad de verse afectada por la emisión de CO2 difuso, (2) media (10000 – 20000 ppm/h) donde la hora de estancia se ve turbada por falta de aliento, (3) medio alta (20000 – 30000 ppm/h) donde existe confusión mental y agotamiento y (4) muy alta ( >30000 ppm/h) donde la respiración se vuelve más profunda y dificultosa, existe alta probabilidad de aceleración del ritmo respiratorio, dolor de cabeza, transpiración y debilidad muscular.

El sector de mayor amenaza por fuga de CO2 está localizado al suroeste de la laguna, seguido por el sector de amenaza medio alta que corresponde a una franja que despliega una protuberancia hacia la región norte, el sector de amenaza media abarca la zona oriental y centro norte viéndose turbada en el noreste, cercano al límite de la laguna, por la presencia de amenaza alta y muy alta. El sector de baja amenaza corresponde a un área reducida en los extremos noroccidente y oriente (Ver Figura 9).

En la laguna de Cuicocha la amenaza por la salida espontánea del gas hacia la superficie es inferior a 10000 ppm/h exceptuando la zona de burbujeo donde existe una amenaza media con valores entre 10000 a 20000 ppm/h (Ver Figura 8).


Figura 8. Amenaza por desgasificación difusa Figura 8. Amenaza por desgasificación


Fuente: Elaboración propia

de CO2 en Cuicocha difusa de CO2 en Quilotoa


Fuente: Elaboración propia


CONCLUSIONES

  1. El método de “Cámara de acumulación de gases” permite la localización de emisiones anómalas de CO2 a la atmósfera y el análisis de sus variaciones espacio-temporales por medio de sensores de infrarrojo portátiles con precisión del 10 %.

  2. Los análisis estadístico y geoestadístico sustentan la calidad de los resultados (error de estimación) obtenidos en el proceso de interpolación.

  3. Los semivariogramas teóricos presentan un buen ajuste en los modelos gaussiano, exponencial o esférico, en los que se describe la continuidad espacial de las medidas analizadas. Los parámetros obtenidos en el programa Variowin 2.2 presentan un efecto pepita inferior al 50% del sill, que valida la confiabilidad del semivariograma.

  4. La distribución particular del CO2 difuso en la laguna de Quilotoa, podría ser un indicador de un sistema activo de fallas considerando que la distribución del gas muestra valores altos localizados en la parte sur de la laguna alineadas a estructuras litosféricas sublagunares de presumible origen tectónico, lo que sugiere la existencia de fisuras a través de las cuales el gas asciende hacia la superficie.

  5. El flujo de CO2 difuso en la laguna del Quilotoa tiende a disminuir conforme se aleja de la zona sur por lo que se presume que la falla NNE, que atraviesa la laguna, no es un canal de desgasificación de CO2.

  6. La distribución espacial de las anomalías y valores altos de flujo difuso de CO2 muestra su estrecha relación con los valores más altos de temperatura y conductividad eléctrica y con los registros de datos más bajos de potencial de hidrógeno.

  7. El CO2 en Cuicocha resultó ser un excelente trazador de la actividad magmática de las lagunas volcánicas, pues las anomalías o flujos más altos se ubicaban en regiones colindantes entre los domos y el fondo lagunar, bordes lagunares y filos de domos.

  8. En el periodo de estudio del volcán Cuicocha se han observado cambios significativos en las emisiones de CO2, donde la presencia de un sismo en el 2011 influyó para que la liberación de este gas sea 5,6 veces mayor a la campaña en el 2006, retomando en el 2014 una cantidad similar a la primera campaña.

  9. La amenaza por emisión difusa de CO2 en la laguna de Quilotoa abarca la zona sur donde existe una alta probabilidad de existencia de efectos negativos para la salud, de acuerdo al tiempo de exposición directa. Mientras que la laguna de Cuicocha presenta valores inferiores al 3% de concentración de CO2 difuso: el tiempo de permanencia no se ve amenazado por la presencia del gas.

  10. La cuantificación de la emisión difusa de CO2 en el volcán Quilotoa, en un área de 3,06 km2, fue de 536,5 ± 35 t/d y en el volcán Cuicocha, en un área de 13,3 km2, fue de 95 ± 2 t/d.

RECOMENDACIONES

  1. Es indispensable realizar monitoreos continuos de la salida del flujo de CO2 para una óptima evaluación del comportamiento de la actividad volcánica (principalmente en las lagunas caldéricas que al tener acumulación hídrica su peligrosidad se duplica) como parte del sustento de los sistemas de alerta temprana, pues como Hernández et al. (2001a, b) y Carapezza et al. (2004) lo mencionan, las emisiones difusas pueden incrementarse notablemente antes de la ocurrencia de una erupción volcánica.

  2. Se sugiere efectuar estudios de balance hídrico para identificar posibles fugas a través de fisuras o fracturas, teniendo como precedente la disminución del nivel de agua tanto en la laguna de Quilotoa como en Cuicocha (cuyo nivel de agua decrece 30 cm por año) y así comprender los procesos hidrogeológicos de estas calderas.

  3. No es recomendable la ejecución de competencias o prácticas de natación en la laguna de Quilotoa, el ingreso y salida del interior de sus aguas debe efectuarse en un tiempo reducido.

  4. Es conveniente que en la laguna de Cuicocha, las prácticas de natación sean realizadas alrededor de los domos (exceptuando el sector de burbujeo) y en el sur de la laguna, donde se observa menor concentración de gas CO2.

Tabla 3. Parámetros de a) pH, b) temperatura, c) conductividad eléctrica de la superficie lagunar de Quilotoa y Cuicocha






Laguna cratérica Quilotoa




a)

b)

c)













Laguna cratérica Cuicocha




a)

b)

c)









Fuente: Elaboración propia (el color rojo muestra pH más ácido y mayor temperatura, en la conductividad eléctrica los colores más intensos anuncian mayor presencia de sales



BIBLIOGRAFÍA

  • Aguilera , E., Chiodini, G., Cioni, R., Guidi, M., Marini, L., & Raco, B. (2000). Water chemistry of Lake Quilotoa (Ecuador) and assessment of natural hazards. Journal of Volcanology and Geothermal Research, Vol. 97, 271-285.

  • Aguilera, F. (2008). Origen y naturaleza de los fluidos en los sistemas volcánicos, geotermales y termales de baja entalpía de la zona volcánica central (ZVC) entre los 17°43’ y 25°10’ (Tesis inédita doctoral). Universidad Católica del Norte.

  • Allard, P. (1992). Global Emissions of Helium-3 by Subaerial Volcanism. Geophysical Research Letters, Vol. 19, 1479-1481.

  • Allard, P., Carbonelle, J., Dajlevic, D., Le Bronnec, J., Morel, P., Robe, M., . . . Zettwoog, P. (1991). Eruptive and diffuse emissions of CO2 from Mount Etna. Nature, Vol. 351, 387-391.

  • Baubron, J., Allard, P., & Toutain, J. (1990). Diffuse volcanic emissions of carbon dioxide from Vulcano Island, Italy. Nature, Vol. 344, 51-53.

  • Baubron, J., Mathieu, R., & Miele, G. (1991). Measurement of gas flow from soils in volcanic areas: the accumulation method. Napoli'91 International Conference on active volcanoes and Risk Mitigation. Napoli, Italy.

  • Bloomberg, S., Rissmann, C., Mazot, A., Oze, C., Horton, T., Gravley, D., . . . Pawson, J. (2012). Soil gas flux exploration at the rotokawa geothermal field and white island, New Zealand. California, Estados Unidos: Stanford University.

  • Carapezza, M., Inguaggiato, S., Brusca, L., & Longo, M. (2004). Geochemical precursors of the activity of an open-conduit volcano. In The Stromboli 2002–2003 eruptive events. Geophysical Research Letters, Vol. 31, doi:10.1029/2004GL019614.

  • Chiodini, G., Frondini, F., & Raco, B. (1996). Diffuse emission of CO2 from the Fossa crater, Vulcano Island (Italy). Bull Volcanol, Vol. 48, 41-50.

  • Cotel, A. (1999). A trigger mechanism for the Lake Nyos disaster. J Volc Geotherm Res, Vol. 88, 343-347.

  • Di Muro, A. (2002). The transitional dynamics of sustained Plinian eruptions. (Tesis inédita doctoral). Italia: University of Pisa.

  • Fridriksson, T. (2009). Diffuse CO2 degassing through soil and geothermal exploration. Short Course on Surface Exploration for Geothermal Resources. United Nations University and LaGeo.

  • Frunzeti, N. (2011). Diffuse CO2 emission at Sfânta Ana lake-filled crater (EasternCarpathians, Romania). Procedia Environmental Sciences, Vol. 14, 188-194.

  • Gerlach, T., & Graeber, E. (1985). Volatile budget of Kilauea volcano. Nature, Vol. 313, doi:10.1038/313273a0, 273-277.

  • Giammanco, S., Inguaggiato, S., & Valenza, M. (1998). Soil and fumarole gases of Mount Etna: geochemistry and relations with volcanic activity. Journal of Volcanology and Geothermal Research, Vol. 81, 297-310.

  • Gunkel, G.& Casallas, J. (2002). Limnology of an equatorial high mountain lake – Lago San Pablo, Ecuador: The significance of deep diurnal mixing for lake productivity. Limnologica, Vol. 32, 33-43.

  • Gunkel, G., Beulker, C., Grupe, B., & Viteri, F. (2008). Hazards of volcanic lakes: analysis of Lakes Quilotoa and Cuicocha, Ecuador. Advances in Geosciences, 29-33.

  • Gunkel, G., Grupe, B., Viteri, F., & Beulker, C. (2009a). The Cuicocha/Cotacachi volcano complex (Ecuador): Recent history and secondary caldera manifestation. J. South Am. Earth Sciences.

  • Hall, M., Samaniego, P., Le Pennec, J.-L., & Johnson, J. (2008). Ecuadorian Andes volcanism: A of Late Pliocene to present activity. Journal of Volcanology and Geothermal Research, Vol. 176, doi: 10.1016/j.jvolgeores.2008.06.012, 1-6.

  • Hansell, A., Horwell, C., & Oppenheimer, C. (2006). The health hazards of volcanoes and geothermal areas. Occup. Environ. Med. Vol. 63, 149–156.

  • Hanus, V. (1987). Deep seismically active fracture zones in Ecuador and Northern Peru. Studia Geophysica et Geodaetica, Vol. 31, 8-25.

  • Henry, J., & Heinke, G. (1999). Ingeniería Ambiental. México: Prentice Hall.

  • Hernández, P., Notsu, K., Salazar, J., Mori, T., Natale, G., Okada, H., . . . Pérez, N. (2001a). Carbon dioxide degassing by Advective Flow from Usu Volcano, Japón. Science, Vol. 292, 83-86.

  • Hernández, P., Padilla, G., Padrón, E., Pérez, N., Calvo, D., Nolasco, D., . . . Sumino, H. (2012). Analysis of long- and short-term temporal variations of the diffuse CO2 emission from Timanfaya volcano, Lanzarote, Canary Islands. Applied Geochemistry, Vol. 27, Issue 12, 2486–2499.

  • Hernández, P., Salazar, J., Shimoike, Y., Mori, T., Notsu, K., & Pérez, N. (2001b). Diffuse emission of CO2 from Miyakejima volcano, Japan. Chemical Geology, Vol. 177, 175-185.

  • Imberger, J. (1985). The diurnal mixed layer. Limnology and Oceanography, Vol. 30, 737–770.

  • Kling, G., Clark, M., Compton, H., Devine, J., Evans, W., Humphrey, A., . . . Wagner, G. (1987). The 1986 Lake Nyos gas disaster in Cameroon, West Africa. Science, Vol. 236, 169-175.

  • Lewis, W. (1973). The thermal regime of Lake Lanao (Philippines) and its theoretical implication for tropical lakes . Limnol. Oceanogr., Vol. 18, 200-217.

  • Mazot, A., & Taran, Y. (2009). CO2 flux from the volcanic lake of El Chichón (Mexico). Geofís. Intl., Vol.48.

  • Mazot, A., Schwandner, Florian, M., Christenson, B., De Ronde, Cornel, E., . . . Tan, K. (2014). CO2 discharge from the bottom of volcanic Lake Rotomahana, New Zealand. Geochemistry Geophysics Geosystems, Vol. 15(3), 577-588.

  • Melián, G., Pérez, N., Hernández, P., Salazar, J., Yock, A., Sánchez, E., . . . Notsu, K. (2004). Emisión Difusa de Dióxido de Carbono y Vapor de Mercurio en el volcán Miravalles- Costa Rica. Rev. Geol. Amér. Central, Vol. 30, 179-188.

  • Mothes, P & Hall, M. (2009). Volcán Quilotoa - Ecuador: Volcanismo dacítico joven en una laguna cratérica. Quito: Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional.

  • Mothes, P., & Hall, M. (1991). El paisaje interandino y su formación por eventos volcánicos de gran magnitud. Estudios de Geografía Vol. 4, 19-38.

  • Navarrete, A. (2012). Origen y comportamiento del CO2 difuso del suelo en los sistemas geotérmicos de Juncalito (68°55’50-68°38’20’’W y 26°25’- 26°31’30’’S, región de Atacama) y Colpitas (69°29’30’’-69°23’30’’W y 17°50’30’’s-18°S, región de Arica y Parinacota), Chile. Chile: Universidad de Chile. (Tesis inédita de pregrado).

  • Padrón, E., Hernández, P., Toulkeridis, T., Pérez, N., Marrero, R., Melián, G., . . . Notsu, K. (2008). Diffuse CO2emission rate from Pululahua and the lake-fi lled Cuicocha calderas, Ecuador. Journal of Volcanology and Geothermal Research, Vol. 176, 163–169.

  • Pérez, N., Hernández, P., Padilla, G., Nolasco, D., Barrancos, J., Melián, G., . . . Ibarra, M. (2010). Global CO2 emission from volcanic lakes. Geological Society of America, Vol.39, 235-238.

  • Pérez, N., Hernández, P., Padrón, E., Cartagena , R., Olmos, R., Barahona, F., . . . López, D. (2006). Anomalous diffuse CO2 emission prior to the January 2002 short-term unrest at San Miguel volcano, El Salvador, Central America. Pure and Applied Geophysics, Vol. 163, 883-896.

  • Rizzo, A., Grassa, F., Inguaggiato, S., Liotta, M., Longo, M., Madonia, P., . . . Vita, F. (2009). Geochemical evaluation of observed changes in volcanic activity during the 2007 eruption at Stromboli (Italy). Journal of Volcanology and Geothermal Research, Vol. 182, 246-254.

  • Roldán, G., & Ramírez, J. (2008). Fundamentos de limnología neotropical. Colombia: Universidad de Antioquia, 2da edición.

  • Toulkeridis, T & Zak, V. (2008). Cuicocha - Lake of the Gods (bilingual Spanish-English). Geo-series #1 CGVG-USFQ, 80.

  • Toulkeridis, T. (2013). Volcanes Activos Ecuador. Santa Rita, Quito, Ecuador, 152.

  • Toulkeridis, T., Melián, G., Hernández, M., Borja, D., Bustos, A., Caicedo, J., & Serrano, N. (2012). Signs of reactivation of a dormant caldera lake, western Ecuadorian Volcanic Cordillera. GEO1.



1 Ingeniera Geógrafa y del Medio Ambiente de la Universidad de las Fuerzas Armadas-ESPE, Sangolquí, Ecuador. Estudiante de maestría en Recursos Hídricos en la Universidad Federal de Mato Grosso, Brasil.

2 Ingeniera Geógrafa y del Medio Ambiente de la Universidad de las Fuerzas Armadas-ESPE, Sangolquí, Ecuador.

3 Doctor. (Ph.D) del Departamento de Ciencias de la Tierra y la Construcción de la Universidad de las Fuerzas Armadas ESPE, Sangolquí, Ecuador.

4 Estudios de emisión de CO2 en la laguna de Cuicocha en los años 2006 y 2012, obteniendo una cantidad de 106 ± 5 y 652 ± 25 ton/día respectivamente, desarrollados por el Dr. TheofilosToulkeridis y su grupo de colaboradores científicos del ITER de las Islas Canarias


La base de datos está protegida por derechos de autor ©bazica.org 2016
enviar mensaje

    Página principal