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Los volcanes ¿Que son? y los tipos que existen definición.

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Los volcanes ¿Que son? y los tipos que existen definición.
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Los volcanes 

Los volcanes es cualquier lugar donde el magma llega a la superficie, o lo ha hecho en los últimos millones de años. Esto puede incluir erupciones en el suelo marino (o incluso bajo el agua del lago), donde se llaman erupciones subacuáticas , o en la tierra, donde se llaman erupciones subaerial . No todas las erupciones volcánicas producen las montañas volcánicas con los que estamos familiarizados; de hecho, la mayor parte de la actividad volcánica de la Tierra tiene lugar a lo largo de los cantos de extensión en el fondo del mar y no produce montañas volcánicas en absoluto – ni siquiera montañas del lecho marino.

Canadá tiene una gran cantidad de roca volcánica, pero la mayor parte es de edad, algunos de los que mil millones de años de edad. Sólo en BC y el Yukón hay volcanes que han estado activos dentro de los últimos 2,6 Ma (Pleistoceno o menos), y la gran mayoría de estos son en BC nos ocuparemos de aquellos con cierto detalle hacia el final de este capítulo, pero algunos de ellos se muestran en las figuras 4.1 y 4.2.

El estudio de los volcanes es fundamental para nuestra comprensión de la evolución geológica de la Tierra, y para nuestra comprensión de los cambios significativos en el clima. Pero, lo más importante de todo, la comprensión de las erupciones volcánicas nos permite salvar vidas y propiedades. Durante las últimas décadas, los vulcanólogos han hecho grandes avances en su capacidad para predecir las erupciones volcánicas y predecir las consecuencias – esto ya ha salvado miles de vidas.

Figura 4.1 Mt. Garibaldi, cerca de Squamish BC, es uno de los más alto de Canadá (2.678 m) y más recientemente volcanes activos. Su última erupción fue hace aproximadamente 10.000 años. [Foto SE]

Figura 4.1 Mt. Garibaldi, cerca de Squamish BC, es uno de los más alto de Canadá (2.678 m) y más recientemente volcanes activos. Su última erupción fue hace aproximadamente 10.000 años. [Foto SE]

Figura 4.2 Mt. Garibaldi (fondo a la izquierda, mirando desde el norte) con el lago Garibaldi en el primer plano. El pico volcánico en el centro es Mt. Precio y el pico de cima plana oscura es la tabla. Los tres de estos volcanes estaban activos durante la última glaciación. [Foto SE]

Figura 4.2 Mt. Garibaldi (fondo a la izquierda, mirando desde el norte) con el lago Garibaldi en el primer plano. El pico volcánico en el centro es Mt. Precio y el pico de cima plana oscura es la tabla. Los tres de estos volcanes estaban activos durante la última glaciación. [Foto SE]

Vulcanismo y Tectónica de Placas

Las relaciones entre tectónica de placas y vulcanismo se muestran en la Figura 4.3. Como se resume en el Capítulo 3, el magma se forma en tres configuraciones principales placas tectónicas: límites divergentes (fusión de descompresión), los límites convergentes (fusión) de flujo, y las plumas del manto (descompresión de fusión).

Figura 4.3 Las configuraciones de placa tectónica de tipos comunes de volcanismo. Los volcanes compuestos se forman en las zonas de subducción, ya sea en los límites convergentes océano-océano (izquierda) o límites océano-continente convergentes (derecha). Ambos volcanes y conos de ceniza se forman en áreas de rifting continental. volcanes forman por encima de las plumas del manto, pero también se pueden formar en otros contextos tectónicos. Mar-baja actividad volcánica puede tener lugar en los límites divergentes, plumas del manto y los límites del océano-océano-convergentes. [SE, después de USGS (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/Vigil.html)]

Figura 4.3 Las configuraciones de placa tectónica de tipos comunes de volcanismo. Los volcanes compuestos se forman en las zonas de subducción, ya sea en los límites convergentes océano-océano (izquierda) o límites océano-continente convergentes (derecha). Ambos volcanes y conos de ceniza se forman en áreas de rifting continental. volcanes forman por encima de las plumas del manto, pero también se pueden formar en otros contextos tectónicos. Mar-baja actividad volcánica puede tener lugar en los límites divergentes, plumas del manto y los límites del océano-océano-convergentes.

Los procesos del manto y la corteza que tienen lugar en las zonas de vulcanismo se ilustran en la Figura 4.4. En una cresta de ensanchamiento, manto caliente roca se mueve lentamente hacia arriba por convección (cm / año), y dentro de unos 60 km de la superficie, la fusión parcial se inicia debido a la descompresión. Sobre el área triangular se muestra en la figura 4.4a, aproximadamente 10% de las masas fundidas de roca ultramafic manto, produciendo magma mafic que se mueve hacia arriba hacia el eje de propagación (en la que las dos placas se alejan una de la otra).

El magma se llena fracturas verticales producidos por la difusión y se extiende hasta el fondo del mar para formar basálticas almohadas (más sobre esto más adelante) y flujos de lava. Hay vulcanismo difusión-canto que tiene lugar a unos 200 km de la costa de la costa oeste de la isla de Vancouver.

Ejercicio 4.1 ¿Qué espesor tiene la Corteza Oceánica?

La figura 4.4a muestra una zona triangular alrededor de 60 km de espesor; dentro de esta zona, aproximadamente el 10% de la roca del manto se funde para formar la corteza oceánica. Sobre la base de esta información, aproximadamente el grosor cree usted que la corteza oceánica resultante debe ser?

Figura 4.4 Los procesos que conducen a vulcanismo en los tres ajustes principales volcánicas en la Tierra: (a) vulcanismo relacionado con divergencia placa, (b) vulcanismo en un océano-continente límite *, y (c) vulcanismo relacionado con una pluma del manto. [SE, después de USGS (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/Vigil.html)] * Procesos similares tienen lugar en un límite convergente océano-océano.

Figura 4.4 Los procesos que conducen a vulcanismo en los tres ajustes principales volcánicas en la Tierra: (a) vulcanismo relacionado con divergencia placa, (b) vulcanismo en un océano-continente límite *, y (c) vulcanismo relacionado con una pluma del manto. [SE, después de
* Procesos similares tienen lugar en un límite convergente océano-océano.

En un océano-continente o el océano-océano [1]  límite convergente, corteza oceánica se empuja lejos hacia abajo en el manto (Figura 4.4b). Se calienta, y si bien no hay suficiente calor para fundir la corteza subducting, no es suficiente para forzar el agua de algunos de sus minerales. Esta agua se eleva en el manto que recubre donde contribuye al flujo de fusión de la roca del manto. El magma mafic producido se eleva a través del manto a la base de la corteza. Hay que contribuye a la fusión parcial de la corteza terrestre, y por lo tanto se asimila mucho más material félsico. Eso magma, ahora de composición intermedia, sigue aumentando y asimilar material de la corteza; en la parte superior de la corteza, se acumula en plutones. De vez en cuando, el magma de los plutones se eleva hacia la superficie, dando lugar a erupciones volcánicas. monte Garibaldi (Figuras 4.1 y 4.2) es un ejemplo de vulcanismo relacionados subducción. 

Pluma del manto

Una pluma del manto es una columna ascendente de roca caliente (no magma) que se origina de profundidad en el manto, posiblemente justo por encima del límite entre el núcleo y el manto. Se cree que las plumas del manto aumentando a aproximadamente 10 veces la tasa de convección del manto. La columna ascendente puede ser del orden de kilómetros a decenas de kilómetros de diámetro, pero cerca de la superficie que se extiende hacia fuera para crear una cabeza de estilo hongo que es varias decenas a más de 100 kilómetros de diámetro.

Cerca de la base de la litosfera (la parte rígida del manto), el penacho de manto (y posiblemente algo del material del manto circundante) se funde parcialmente para formar magma mafic que se eleva para alimentar volcanes. Como la mayoría de las plumas del manto están por debajo de los océanos, las primeras etapas de la actividad volcánica suelen tener lugar en el fondo del mar. Con el tiempo, pueden formar islas como los de Hawai.

Volcanism en BC noroeste (Figuras 4.5 y 4.6) está relacionada con rifting continental. Esta zona no está en un límite divergente o convergente, y no hay evidencia de una pluma del manto subyacente. La corteza del noroeste de BC se destacó por el movimiento hacia el norte de la placa del Pacífico contra la placa de América del Norte, y la fractura de la corteza resultante proporciona un conducto para el flujo de magma desde el manto. Esto puede ser una etapa temprana de rifting continental, como la que se encuentra en el este de África.

Figura 4.5 Los volcanes y campos volcánicos en el Norte de la Cordillera Volcánica Provincia, BC (mapa base de Wikipedia (http://commons.wikimedia.org/wiki/File:South-West_Canada.jpg). Parajes volcánicos de Edwards, B. & Russell , J. (2000). Distribución, la naturaleza y origen de magmatismo Neógeno-Cuaternario en la provincia volcánica cordillera norte, Canadá. Geological Society of America Bulletin. pp. 1280-1293 [SE] cordillera volcánica provincia, BC

Figura 4.5 Los volcanes y campos volcánicos en el Norte de la Cordillera Volcánica Provincia, BC (mapa base de Wikipedia (http://commons.wikimedia.org/wiki/File:South-West_Canada.jpg). Parajes volcánicos de Edwards, B. & Russell , J. (2000). Distribución, la naturaleza y origen de magmatismo Neógeno-Cuaternario en la provincia volcánica cordillera norte, Canadá. Geological Society of America Bulletin. pp. 1280-1293 [SE] cordillera volcánica provincia, BC

Figura 4.6 roca volcánica en la zona del río Tseax, noroeste de BC [SE]

Figura 4.6 roca volcánica en la zona del río Tseax, noroeste de BC [SE]

 


  1. En un límite convergente océano-continente, parte de una placa que se compone de la corteza oceánica subduce por debajo de parte de otra placa formada por la corteza continental. En un límite convergente océano-océano, corteza oceánica está siendo subducida debajo de otra placa oceánica-corteza

Magma Composición y Erupción Estilo

Como se ha indicado en la sección anterior, los tipos de magma producidas en los diferentes ajustes volcánicas pueden diferir significativamente. En los límites divergentes y plumas del manto oceánicas, donde hay poca interacción con los materiales de la corteza y fraccionamiento magma para crear masas fundidas félsicos no tiene lugar, el magma tiende a ser consistentemente mafic. En las zonas de subducción, donde el magma asciende a través de espesores importantes de la corteza, la interacción entre el magma y la roca de la corteza – algunas de las cuales es bastante felsic – conduce a aumentos en el carácter felsic del magma.

Como se muestra en la Figura 4.7, varios procesos pueden hacer magma que se almacena en una cámara dentro de la corteza más felsic, y también pueden contribuir al desarrollo de la zonación vertical desde más mafic en la parte inferior para más felsic en la parte superior. fusión parcial de xenolitos country rock y country-rock aumenta el carácter félsico general del magma; En primer lugar, porque las rocas país tiende a ser más félsico que el magma, y ​​en segundo lugar, debido a que los componentes más félsicos de la roca se funden preferentemente país. Sedimentación de cristales ferromagnesian de la parte superior del magma, y ​​posible refusión de esos cristales en la parte inferior pueden ambos contribuir a la zonación vertical desde relativamente mafic en la parte inferior para más felsic en la parte superior.

Magma Chambers, (1) en la parte superior, la pérdida de olivino o piroxeno (por sedimentación cristal) hace que el magma superior más felsic, (2) la fusión parcial de roca país hace que el magma más felsic (3) la fusión parcial o completa de xenolitos marcas el magma más felsic, (4) la posible re-fusión de olivino o piroxeno puede hacer que el magma inferior más mafic

Figura 4.7 Los procesos importantes que conducen a cambios en la composición de magmas almacenados dentro de cámaras de magma dentro de rocas relativamente félsicos de la corteza. [SE]

Desde la perspectiva de la actividad volcánica, existen algunas diferencias importantes entre los magmas máficos y félsicas. En primer lugar, como ya hemos discutido, magmas félsicos tienden a ser más viscoso debido a que tienen más de sílice, y por lo tanto más polimerización. En segundo lugar, magmas félsicos tienden a tener niveles más altos de compuestos volátiles; es decir, componentes que se comportan como gases durante las erupciones volcánicas. El más abundante volátil en magma es agua (H 2 O), seguido típicamente por dióxido de carbono (CO 2), y luego por el dióxido de azufre (SO 2 ). La relación general entre el SiO 2 contenido del magma y la cantidad de sustancias volátiles se muestra en la Figura 4.8. Aunque hay muchas excepciones a esta tendencia, magmas máficos tienen típicamente 1% a 3% de volátiles, magmas intermedios tienen 3% a 4% de volátiles, y magmas félsicos tener 4% a 7% de volátiles.

Las variaciones en las composiciones volátiles de magmas como una función del contenido de sílice

Figura 4.8 Las variaciones en las composiciones volátiles de magmas como una función del contenido de sílice [SE después de Schminke, 2004, (Schminke, HU., 2004, Vulcanismo, Springer-Verlag, Heidelberg)]

Las diferencias en el nivel de viscosidad y volatilidad tienen importantes implicaciones para la naturaleza de las erupciones volcánicas. Cuando el magma es muy por debajo de la superficie y bajo alta presión a partir de las rocas circundantes, los gases permanecen disueltos. Como magma acerca a la superficie, la presión ejercida sobre él disminuye. Las burbujas de gas comienzan a formarse, y la mayor cantidad de gas que hay en el magma, se forman las burbujas más. Si el contenido de gas es baja o el magma es suficiente nasal para gases a levantarse a través de ella y se escapan a la superficie, la presión no se convertirá en excesiva. Suponiendo que se puede romper a través de la superficie, el magma fluirá fuera relativamente suavemente. Una erupción que implica un flujo constante no violenta del magma se llama efusiva .

Ejercer bajo presión!

Una buena analogía para una cámara de magma en la corteza superior es una botella de plástico de pop en el estante del supermercado. Ir a un supermercado y recoger uno de los estantes (algo que no es demasiado oscura). Usted encontrará que la botella es difícil porque se embotelló bajo presión, y usted debería ser capaz de ver que no hay burbujas de gas en el interior.

abertura de la botella de champánComprar una botella pequeña de pop (que no tiene que beber!) Y abrirlo. La botella se vuelve blando debido a que la presión se libera, y las pequeñas burbujas se iniciará la formación. Si se pone la tapa de nuevo y agitar la botella (la mejor manera de hacer esto fuera!), Usted puede mejorar los procesos de formación de burbujas, y cuando se abre la tapa, el pop llegará a borbotones, al igual que una erupción volcánica explosiva .

Una botella de refresco es una mejor análogo para un volcán que la antigua bicarbonato de sodio y vinagre experimento que lo hizo en la escuela primaria, debido a botellas de bebidas gaseosas, como volcanes, vienen pre-cargados con presión de gas. Todo lo que tenemos que hacer es liberar la presión de confinamiento y los gases vienen burbujeando.

Si el magma es felsic, y por lo tanto demasiado viscoso para los gases se escape fácilmente, o si tiene un contenido particularmente alto de gas, es probable que sea bajo alta presión. magma viscoso no fluye con facilidad, por lo que incluso si hay un camino para que se mueva hacia fuera, puede que no salga. Bajo estas circunstancias, la presión continuará construyendo a medida que más magma se mueve hacia arriba desde debajo y los gases continúan exsolve. Eventualmente alguna parte del volcán se romperá y luego, de que la presión acumulada dará lugar a una erupción explosiva.

pluma del manto y la difusión-Ridge magmas tienden a ser consistentemente mafic, por lo erupciones efusivas son la norma. En las zonas de subducción, la composición media magma es probable que sea cerca de intermedio, sino como hemos visto, cámaras de magma puede convertirse zonal y así son posibles composiciones que van desde felsic a mafic. estilos de erupción pueden ser correspondientemente variable.

Tipos de Volcanes

Existen numerosos tipos de volcanes o fuentes volcánicas; algunos de los más comunes se resumen en la Tabla 4.1.

Tipo tectónica Tamaño y forma Características magma y la erupción Ejemplo
Cono de ceniza Varios; alguna forma en los flancos de los volcanes más grandes Pequeños (10s a 100s de metros) y empinada (> 20 °) La mayoría son máfica y la forma de las primeras fases ricas en gas de una erupción o blindados para fisura asociada Eve Cone, norte de Columbia Británica
volcán compuesto Casi todos se encuentran en las zonas de subducción Tamaño mediano (1000s de m) y la inclinación moderada (10 ° a 30 °) composición Magma varía de felsic a máficas, y de explosivo para efusiva monte St. Helens
Volcán en escudo La mayoría se encuentran en las plumas del manto; algunos están en la difusión de las crestas Large (hasta varios 1,000 m de altura y 200 km de diámetro), no empinada (típicamente 2 ° a 10 °) Magma es casi siempre máfica y erupciones suelen ser efusiva, aunque conos de ceniza son comunes en los flancos de los volcanes de escudo Kilauea, Hawai
Grandes provincias ígneas Asociado con “super” plumas del manto Enorme (hasta millones de km 2 ) y 100s de metros de espesor Magma es siempre mafic y flujos individuales puede ser 10s de m de espesor basaltos del río Columbia
vulcanismo del suelo marino Generalmente asociado con cantos de extensión sino también con plumas del manto Grandes áreas del fondo marino asociados con cantos de extensión A tipos de erupción típica, forma de almohadas; a velocidades más rápidas, flujos de lava desarrollar cresta de Juan de Fuca
kimberlita Al manto superior de origen Los restos son típicamente 10s a 100s de m a través La mayor parte parecen haber tenido erupciones explosivas que forman conos de ceniza; el más joven es más de 10 ka de edad, y todos los demás tienen más de 30 Ma de edad. Lac de Gras kimberlita campo, TNM

Tabla 4.1 Resumen de los tipos importantes de actividad volcánica

Los tamaños y formas de escudo típico, compuesto, y volcanes de ceniza de cono se comparan en la Figura 4.9, aunque, para ser justos, Mauna Loa es el mayor volcán de escudo en la Tierra; todos los otros son más pequeños. Mauna Loa se eleva desde el suelo que rodea el mar plana, y su diámetro es del orden de 200 km. Su elevación es de 4.169 m sobre el nivel del mar. monte St. Helens, un volcán compuesto, se eleva por encima de las colinas de los alrededores de la gama de la cascada. Su diámetro es de unos 6 km, y su altura es de 2.550 metros sobre el nivel del mar. Los conos de ceniza son mucho más pequeños. En este dibujo, incluso un gran cono de ceniza es sólo un punto.

Mt St. Helens (2.550 m), cono de la escoria, Mauna Loa (4.169 m), Kilauea (1247 m), el nivel del mar

Figura 4.9 Perfiles de Mauna Loa volcán escudo, Mt. volcán compuesto St. Helens, y un cono de gran ceniza [SE]

 

Los conos de ceniza

Los conos de ceniza , como Eve Cone en BC Northern (Figura 4.10), son típicamente sólo unos pocos cientos de metros de diámetro, y pocos son más de 200 m de altura. La mayor parte se componen de fragmentos de vesicular roca mafic (escoria) que fueron expulsados como el magma hervida cuando se aproximaba a la superficie, creando fuentes de fuego.

En muchos casos, éstos se convirtieron más tarde efusiva (flujos de lava) cuando se agotaron los gases. La mayoría de los conos de ceniza son monogenético , lo que significa que se formaron durante una sola fase eruptiva que podría haber durado semanas o meses. Debido a que los conos de ceniza se componen casi exclusivamente de fragmentos sueltos, tienen muy poca fuerza. Ellos pueden ser fácilmente y con relativa rapidez, erosionado.

Eve Cone, situado cerca de Mt. Edziza en norte de Columbia Británica, formada hace aproximadamente 700 años

Los volcanes compuestos

Los volcanes compuestos , como el Monte St. Helens en el estado de Washington (Figura 4.11), son casi todos asociados con subducción en los límites de placas convergentes – ya sea océano-continente o límites océano-océano (Figura 4.4b). Pueden extenderse hasta varios miles de metros desde el terreno circundante, y, con pendientes que van hasta 30˚, son típicamente de hasta 10 km de diámetro. En muchos de estos volcanes, magma se almacena en una cámara de magma en la parte superior de la corteza. Por ejemplo, en el monte St. Helens, hay evidencia de una cámara de magma que es de aproximadamente 1 km de ancho y se extiende desde cerca de 6 km a 14 km por debajo de la superficie (Figura 4.12). Variaciones sistemáticas en la composición de la actividad volcánica durante los últimos miles de años en el monte St. Helens implica que la cámara de magma se divide en zonas, de más felsic en la parte superior a más mafic en la parte inferior.

Figura 4.11 El lado norte de Mt. St. Helens, en el suroeste del estado de Washington, 2003 [SE foto]. La gran 1980 erupción reduce la altura del volcán por 400 m, y un colapso sector elimina una gran parte del flanco del norte. Entre 1980 y 1986 la lenta erupción de más mafic y lava menos viscoso llevó a la construcción de una cúpula en el interior del cráter.

Figura 4.11 El lado norte de Mt. St. Helens, en el suroeste del estado de Washington, 2003 [SE foto]. La gran 1980 erupción reduce la altura del volcán por 400 m, y un colapso sector elimina una gran parte del flanco del norte. Entre 1980 y 1986 la lenta erupción de más mafic y lava menos viscoso llevó a la construcción de una cúpula en el interior del cráter.

 

monte St. Helens, en su mayoría consta de roca menos de 3.000 yers de edad, bajo la montaña, más viejo roca volcánica, por debajo del nivel del mar una pequeña cámara de magma (probable depósito para 1981 y erupciones posteriores), hasta 14 km de profundidad es la cámara principal magma, variaciones en la composición del magma erupcionado implican esta cámara es estratificado, con más magma en la parte inferior.

Figura 4.12 Una sección transversal a través de la parte superior de la corteza en el monte St. Helens que muestra la cámara de magma zonal. [SE, después de Pringle, 1993]

Erupciones máficos (y algunas erupciones intermedios), por otro lado, producen flujos de lava; la que se muestra en la Figura 4.13b es suficiente (aproximadamente 10 m en total) haberse enfriado en un espesor de unión columnar patrón (Figura 4.14). Los flujos de lava tanto aplanar el perfil del volcán (porque la lava normalmente fluye más allá de los desechos cae piroclástico) y proteger los depósitos fragmentarias de la erosión.

Aún así, los volcanes compuestos tienden a erosionarse rápidamente. Patrick Pringle, un vulcanólogo con el Departamento de Recursos Naturales del estado de Washington, describe Mt. St. Helens como un “montón de basura.” La roca que conforma el monte St. Helens varía en composición de riolita (Figura 4.13a) para basalto (Figura 4.13b); esto implica que los tipos de erupciones pasadas han variado ampliamente en carácter. Como ya se ha señalado, el magma felsic no fluye fácilmente y no permite que los gases escapen fácilmente.

Bajo estas circunstancias, la presión se acumula hasta que se abre un conducto, y a continuación, un explosivas resultados erupción de la parte superior rico en gas de la cámara de magma, produciendo piroclástica residuos, como se muestra en la figura 4.13a. Este tipo de erupción también puede conducir a una rápida fusión del hielo y la nieve sobre un volcán, que normalmente provoca grandes flujos de lodo conocidos como lahares (Figura 4.13a).

Calientes, que se mueven rápidamente flujos piroclásticos y lahares son las dos causas principales de muertes en las erupciones volcánicas. Los flujos piroclásticos mataron a aproximadamente 30.000 personas durante la erupción de 1902 del Monte Pelée en la isla caribeña de Martinica. La mayoría fueron incinerados en sus hogares. En 1985 un lahar masiva, provocada por la erupción del Nevado del Ruiz, mató a 23.000 personas en la ciudad colombiana de Armero, a unos 50 km del volcán.

En un contexto geológico, volcanes compuestos tienden a formar con relativa rapidez y no duran mucho tiempo. monte St. Helens, por ejemplo, se compone de roca que es más joven que todos los años 40.000; la mayor parte es menor de 3.000 años. Si cesa su actividad volcánica, que podría erosionar dentro de unas pocas decenas de miles de años. Esto es en gran parte debido a la presencia de material eruptivo piroclásticas, que no es fuerte.

Figura 4.13 Mt. St. Helens depósitos volcánicos: (a) depósitos de lahar (L) y depósitos piroclásticos félsicos (P) y (b) un flujo de basalto lava columnar. Las dos fotos fueron tomadas en lugares sólo unos 500 m de distancia. [SE]

Figura 4.13 Mt. St. Helens depósitos volcánicos: (a) depósitos de lahar (L) y depósitos piroclásticos félsicos (P) y (b) un flujo de basalto lava columnar. Las dos fotos fueron tomadas en lugares sólo unos 500 m de distancia. [SE]

 

Ceremonias

Ejercicio 4.3 Los volcanes y subducción

El mapa de la izquierda muestra las interacciones entre la América del Norte, Juan de Fuca, y las placas del Pacífico frente a la costa oeste de Canadá y Estados Unidos. La placa Juan de Fuca se está formando a lo largo de la cresta de Juan de Fuca, y luego se hunde por debajo de la placa de América del Norte a lo largo de la línea roja con los dientes en él ( “límite de subducción”).El mapa de la izquierda muestra las interacciones entre la América del Norte, Juan de Fuca, y las placas del Pacífico frente a la costa oeste de Canadá y Estados Unidos. La placa Juan de Fuca se está formando a lo largo de la cresta de Juan de Fuca, y luego se hunde por debajo de la placa de América del Norte a lo largo de la línea roja con los dientes en él ( “límite de subducción”).

1. Uso de la barra de escala en la parte inferior izquierda del mapa, de estimar la distancia media entre el límite de subducción y los volcanes compuestos Cascadia.

2. Si la subducción de Juan de Fuca Plate desciende a 40 km por cada 100 km que se mueve hacia el interior, lo que es probable que su profundidad en la zona donde se están formando volcanes?

imagen

Figura 4.14 Figura 4.14 El desarrollo de disyunción columnar en basalto, aquí se ve desde la parte superior mirando hacia abajo. A medida que la roca se enfría se contrae, y porque es muy homogénea que se reduce de una manera sistemática. Cuando la roca se rompe lo hace con aproximadamente 120˚ ángulos entre los planos de fractura. Las columnas resultantes tienden a ser de 6 caras pero 5- y 7-sided columnas también forman. [SE]


Los volcanes de escudo

La mayoría de los volcanes están asociados con las plumas del manto, a pesar de alguna forma en los límites divergentes, ya sea en tierra o en el fondo del mar. Debido a su magma mafic no viscosa que tienden a tener pendientes relativamente suaves (de 2 a 10˚) y los más grandes pueden ser más de 100 km de diámetro.

Los volcanes más conocidos son los que conforman las islas de Hawai, y de éstos, los únicos activos son en la gran isla de Hawai. Mauna Loa, el volcán más grande del mundo y de la montaña más grande del mundo (por volumen) última erupción fue en 1984. Kilauea, podría decirse que el volcán más activo del mundo, ha estado en erupción, prácticamente sin interrupción, desde 1983. Loihi es un volcán submarino en el lado sureste de Hawai. Se sabe que la última han estallado en 1996, pero puede haber entrado en erupción desde entonces sin ser detectado.

Todos los volcanes de Hawai están relacionadas con la pluma del manto que actualmente se encuentra debajo de Mauna Loa, Kilauea, y Loihi (Figura 4.15). En esta zona, la placa del Pacífico se está moviendo hacia el noroeste a una velocidad de aproximadamente 7 cm / año. Esto significa que los principios formadas – y ahora extintos – volcanes ahora se han movido lejos de la pluma del manto. Como se muestra en la Figura 4.15, hay pruebas de las cámaras de la corteza de magma debajo de los tres volcanes de Hawai activos. En Kilauea, la cámara de magma parece ser de varios kilómetros de diámetro, y está situado entre 8 km y 11 km debajo de la superficie.

Mauna Kea

Figura 4.15 Mauna Kea desde cerca de la cumbre de Mauna Loa, Hawaii

 

Aunque no es una montaña prominente (Figura 4.9), volcán Kilauea tiene una gran caldera en su área de la cumbre (Figura 4.16). Una caldera es un volcánica cráter que es más de 2 km de diámetro; éste es de 4 km y 3 km de ancho. Contiene una característica más pequeña llamada Halema’uma’u cráter, que tiene una profundidad total de más de 200 m por debajo de la zona de los alrededores.

La mayoría de los cráteres volcánicos y calderas se forman por encima de cámaras de magma, y el nivel de suelo del cráter está influenciada por la cantidad de presión ejercida por el cuerpo magma. Durante los tiempos históricos, las plantas de ambos caldera Kilauea y el cráter Halema’uma’u han subido durante la expansión de la cámara de magma y hacia abajo durante el desinflado de la cámara.

Vista aérea de la caldera Kilauea. La caldera es de aproximadamente 4 km de diámetro, y hasta 120 m de profundidad. Se encierra un cráter más pequeño y más profundo conocido como Halema'uma'u.

Figura 4.16 vista aérea de la caldera Kilauea. La caldera es de aproximadamente 4 km de diámetro, y hasta 120 m de profundidad. Se encierra un cráter más pequeño y más profundo conocido como Halema’uma’u.

Una de las características visibles de Kilauea caldera está aumentando vapor de agua (la nube blanca en la figura 4.16) y un fuerte olor a azufre (Figura 4.17). Como es típico en las regiones magmáticas, el agua es el principal componente volátil, seguido por dióxido de carbono y dióxido de azufre. Estos, y algunos gases de menor importancia, se originan desde la cámara de magma en profundidad y se elevan a través de grietas de la roca suprayacente. Esta desgasificación del magma es fundamental para el estilo de la erupción en Kilauea, que, para la mayor parte de los últimos 30 años, ha sido efusiva, no es explosivo.

Figura 4.17 Una estación de monitorización en la composición del gas (izquierda) dentro de la caldera Kilauea y en el borde del cráter de Halema'uma'u. Las nubes crecientes están compuestos principalmente por vapor de agua, pero también incluyen dióxido de carbono y dióxido de azufre. cristales de azufre (derecha) se han formado alrededor de un tubo de gas en la caldera. [SE fotos]

Figura 4.17 Una estación de monitorización en la composición del gas (izquierda) dentro de la caldera Kilauea y en el borde del cráter de Halema’uma’u. Las nubes crecientes están compuestos principalmente por vapor de agua, pero también incluyen dióxido de carbono y dióxido de azufre. cristales de azufre (derecha) se han formado alrededor de un tubo de gas en la caldera.

La erupción Kilauea que comenzó en 1983 comenzó con la formación de un cono de ceniza en Pu’u ‘O’o, aproximadamente 15 km al este de la caldera (Figura 4.18). El magma alimentar esta erupción fluyó a lo largo de un sistema de conductos importante conocido como el Oriente Rift, que se extiende durante aproximadamente 20 km de la caldera, primero sureste y luego hacia el este.

Fountaining lava y construcción de O’o cono de la escoria la Pu’u'(Figura 4.19a) continuaron hasta 1986 momento en el que el flujo se convirtió efusiva. De 1986 a 2014, lava fluyó de una brecha en el flanco sur de Pu’u ‘O’o por la pendiente de Kilauea a través de un tubo de lava (Figura 4.19d), emergiendo en o cerca del océano. Desde junio de 2014, la lava ha fluido noreste (véase el ejercicio 4.4).

atellite imagen del volcán Kilauea que muestra la grieta Este y Pu'u 'O'o, el sitio de la erupción que comenzó en 1983.

Figura 4.18 Imagen de satélite del volcán Kilauea que muestra la grieta Este y Pu’u ‘O’o, el sitio de la erupción que comenzó en 1983. Las manchas blancas hinchadas son nubes. [SE después, http://en.wikipedia.org/wiki/Hawaii_(island)#mediaviewer/File:Island_of_Hawai%27i_-_Landsat_mosaic.jpg]

 

Los dos tipos principales de texturas creadas durante las erupciones efusivas son subaerial pahoehoe y aa. Pahoehoe , lava viscosa que se forma como lava no viscoso, fluye suavemente, formando una piel que geles y luego arrugas debido al flujo continuo de la lava debajo de la superficie (Figura 4.19b, y “video flujo lava” ). Aa , o lava blocky, formas cuando el magma es forzado a fluir más rápido de lo que es capaz de (por una pendiente, por ejemplo) (Figura 4.19c). Tephra (fragmentos de lava) se produce durante las erupciones explosivas, y se acumula en las proximidades de conos de ceniza.

Figura 4.19d es una vista en un tubo de lava activo en el extremo sur de Kilauea. La luz roja es de una corriente de lava muy caliente (~ 1200 ° C) que ha fluido subterráneo para la mayor parte de los 8 km desde el respiradero de Pu’u ‘O’o.

Los tubos de lava forman naturalmente y fácilmente tanto en el escudo y volcanes compuestos porque fluye lava mafic enfría preferentemente cerca de sus márgenes, formando sólidos levées lava que eventualmente cerca sobre la parte superior del flujo. El magma dentro de un tubo de lava no se expone al aire, por lo que permanece caliente y el líquido y puede fluir por decenas de kilómetros, contribuyendo así a la gran tamaño y bajas laderas de volcanes de escudo. Los volcanes de Hawai están plagados de miles de tubos de lava de edad, algunas de hasta 50 km.

Figura 4.19 Imágenes de volcán Kilauea tomada en 2002 (B y C) y 2007 (A & D) [SE fotos] (a) cono de ceniza Pu'u'O'o en el fondo con tephra en el primer plano y aa lava en el medio, (b) Formación de pahoehoe en el extremo sur de Kilauea, (c) Formación de aa en una pendiente pronunciada en Kilauea, (d) Tragaluz en un tubo de lava activo, Kilauea.

Figura 4.19 Imágenes de volcán Kilauea tomada en 2002 (B y C) y 2007 (A & D) [SE fotos] (a) cono de ceniza Pu’u’O’o en el fondo con tephra en el primer plano y aa lava en el medio, (b) Formación de pahoehoe en el extremo sur de Kilauea, (c) Formación de aa en una pendiente pronunciada en Kilauea, (d) Tragaluz en un tubo de lava activo, Kilauea.

Kilauea es de aproximadamente 300 ka de edad, mientras que el vecino Mauna Loa es más de 700 ka y Mauna Kea es más de 1 mA. Si volcánica continúa por encima de la pluma del manto de Hawaii de la misma manera que lo ha hecho durante los últimos 85 Ma, es probable que Kilauea seguirá brotando durante al menos otros 500.000 años. En ese momento, su vecino, Loihi, habrá emergido del fondo del mar, y sus demás vecinos, Mauna Loa y Mauna Kea, se habrá convertido en erosionado significativamente, al igual que sus primos, las islas al noroeste (Figura 4.15).

Ejercicio de junio de 27ma flujo de lava de Kilauea

El Observatorio de Volcanes de Hawaii Encuesta Geológica de Estados Unidos (HVO) mapa muestra aquí, de fecha 29 de enero de 2015, muestra el contorno de lava que empezó a fluir al noreste de Pu’u ‘O’o el 27 de junio de 2004 (la “Junio ​​27a flujo de lava, ”también conocido como el‘flujo de lava del Rift’). El flujo llegó a la localidad más cercana, Pahoa, el 29 de octubre, después de cubrir una distancia de 20 km en 124 días. Después de dañar alguna al oeste de la infraestructura Pahoa, el flujo se detuvo el avance. Un nuevo brote se produjo el 1 de noviembre de ramificación hacia el norte de la corriente principal a unos 6 km al suroeste de Pahoa.

1. ¿Cuál es la tasa media de avance del frente de flujo del 27 de junio a 29 de de octubre de 2014 en m / día y m / hora?

2. Ir a la página del sitio web de Kilauea HVO en: http://hvo.wr.usgs.gov/activity/kilaueastatus.php para comparar el estado actual del día 27 de junio (o del Rift) flujo de lava con la que se muestra en el siguiente mapa.

El Observatorio de Volcanes de Hawaii Encuesta Geológica de Estados Unidos (HVO) mapa muestra aquí, de fecha 29 de enero de 2015, muestra el contorno de lava que empezó a fluir al noreste de Pu'u 'O'o el 27 de junio de 2004 (la “Junio ​​27a flujo de lava, ”también conocido como el‘flujo de lava del Rift’). El flujo llegó a la localidad más cercana, Pahoa, el 29 de octubre, después de cubrir una distancia de 20 km en 124 días. Después de dañar alguna al oeste de la infraestructura Pahoa, el flujo se detuvo el avance. Un nuevo brote se produjo el 1 de noviembre de ramificación hacia el norte de la corriente principal a unos 6 km al suroeste de Pahoa.

[De USGS HVO: http://hvo.wr.usgs.gov/maps/ ]


Grandes provincias ígneas

Mientras que el manto penacho Hawaii ha producido un volumen relativamente bajo de magma para un tiempo muy largo (~ 85 Ma), otros plumas del manto son menos consistentes, y algunos generan grandes volúmenes de magma en periodos de tiempo relativamente cortos. Aunque su origen es todavía controvertida, se cree que la actividad volcánica que conduce a grandes provincias ígneas (LIP) está relacionada con el volumen muy alto, pero las ráfagas de duración relativamente cortos de magma desde las plumas del manto. Un ejemplo de un LIP es el río basalto Grupo Columbia (CRGB), que se extiende a través de Washington, Oregon, y Idaho (Figura 4.20).

Esta actividad volcánica, que cubría un área de aproximadamente 160.000 km2 con roca basáltica hasta varios cientos de metros de espesor, se llevó a cabo entre el 17 y 14 Ma.

Figura 4.20 Una parte del Grupo Basalto río Columbia en francés Coulee, Washington del este. Todos los flujos visibles aquí han formado grande (de hasta dos metros de diámetro) basaltos columnares, resultado de un enfriamiento relativamente lento de los flujos que son decenas de m de espesor. El mapa del recuadro muestra la extensión aproximada de los 17 a 14 Ma río Columbia basaltos, con la ubicación de la foto que se muestra como una estrella. [SE - foto y dibujo]

Figura 4.20 Una parte del Grupo Basalto río Columbia en francés Coulee, Washington del este. Todos los flujos visibles aquí han formado grande (de hasta dos metros de diámetro) basaltos columnares, resultado de un enfriamiento relativamente lento de los flujos que son decenas de m de espesor. El mapa del recuadro muestra la extensión aproximada de los 17 a 14 Ma río Columbia basaltos, con la ubicación de la foto que se muestra como una estrella. [SE – foto y dibujo]

La mayoría de las otras erupciones LIP son mucho más grandes. Las trampas siberianas (también basalto), que estalló al final del período Pérmico en 250 Ma, se estima que se han producido aproximadamente 40 veces más lava como el CRBG.

La pluma del manto que se supone que es responsable de la CRBG ahora está situado debajo del área de Yellowstone, donde se lleva a félsicos vulcanismo. Durante el pasado 2 Ma tres muy grandes erupciones explosivas en Yellowstone han arrojado unos 900 km 3 de magma félsico, aproximadamente 900 veces el volumen de la erupción de 1980 del Monte St. Helens, pero sólo el 5% del volumen de magma mafic en el CRBG.

 

Vulcanismo del suelo marino

Algunas erupciones LIP se producen en el fondo del mar, siendo el más grande el que creó la meseta Ontong Java en el Océano Pacífico occidental en alrededor de 122 Ma. Pero la mayoría volcánica del fondo marino se origina en los límites divergentes e implica relativamente erupciones bajo volumen.

En estas condiciones, la lava caliente que rezuma fuera en el agua de mar fría enfría rápidamente en el exterior y luego se comporta un poco como pasta de dientes. Las burbujas resultantes de lava son conocidos como almohadas , y que tienden a formar montones alrededor de un lava-fondo del mar de ventilación (Figura 4.21). En términos de superficie, no es muy probable que más de basalto de almohada en el fondo del mar que cualquier otro tipo de roca en la Tierra.

Figura 4.21 basaltos almohada del fondo marino modernos y antiguos (izquierda) almohadas del lecho marino modernos en el sur del Pacífico [NOAA, desde http://en.wikipedia.org/wiki/ basalto # Mediaviewer / Archivo: Pillow_basalt_crop_l.jpg] (derecha ) Desgastado 40 a 50 Ma almohadas en la orilla de la isla de Vancouver, cerca de Sooke. Las almohadas son de 30 a 40 cm de diámetro. [SE]

Figura 4.21 basaltos almohada del fondo marino modernos y antiguos (izquierda) almohadas del lecho marino modernos en el sur del Pacífico [NOAA, desde http://en.wikipedia.org/wiki/ basalto # Mediaviewer / Archivo: Pillow_basalt_crop_l.jpg] (derecha ) Desgastado 40 a 50 Ma almohadas en la orilla de la isla de Vancouver, cerca de Sooke. Las almohadas son de 30 a 40 cm de diámetro. [SE]

kimberlitas

Mientras que toda la actividad volcánica discutido hasta ahora se cree que se originan a partir de la fusión parcial en el manto superior o dentro de la corteza, hay una clase especial de volcanes llamada kimberlita que tienen su origen mucho más profundas en el manto, a una profundidad de 150 km al 450 km. Durante una erupción kimberlita, material de esta profundidad puede hacer su camino a la superficie rápidamente (horas a días) con poca interacción con las rocas circundantes. Como resultado, el material eruptiva kimberlita es representativa de las composiciones del manto: es ultramafic.

Erupciones kimberlita que se originan a profundidades mayores de 200 km, dentro de las áreas bajo la corteza gruesa de edad ( escudos ), atraviesan la región de estabilidad de diamante en el manto, y en algunos casos, llevar material de diamante de soporte a la superficie. Todos los depósitos de diamantes en la Tierra se supone que se han formado de esta manera; un ejemplo es el rica mina Ekati en los territorios del noroeste (Figura 4.22).

Figura 4.22 Ekati mina de diamantes, territorios del noroeste, parte del campo kimberlita Lac de Gras [http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/8/88/Ekati_mine_640px.jpg]

Figura 4.22 Ekati mina de diamantes, territorios del noroeste, parte del campo kimberlita Lac de Gras

Las kimberlitas en Ekati estallaron entre 45 y 60 Ma. Muchos kimberlitas son mayores, algunos mucho más. No se han producido erupciones de kimberlita en tiempos históricos. Las kimberlitas más joven son conocidos en el Igwisi Hills en Tanzania y son sólo unos 10.000 años. El siguiente más joven conocidos son alrededor de 30 Ma de edad.


  1. Lin, G, Amelung, F, Lavallee, Y, y Okubo, P, 2014, la evidencia sísmica para un depósito de la corteza magma debajo de la zona de la grieta este superior del volcán Kilauea, Hawaii. Geología. V

Peligros volcánicos

Hay dos clases de peligros volcánicos, directos e indirectos. peligros directos son fuerzas que matan directa o herir a las personas, o destruyen la propiedad o hábitat de vida silvestre. peligros indirectos son los cambios ambientales inducidos por el vulcanismo que conducen a la angustia, el hambre, la destrucción del hábitat. Los efectos indirectos de actividad volcánica han representado aproximadamente 8 millones de muertes durante los tiempos históricos, mientras que los efectos directos han representado menos de 200.000, o el 2,5% del total. Algunos de los tipos más importantes de los peligros volcánicos se resumen en la Tabla 4.2.

Tipo Descripción Riesgo
las emisiones de tefra Las pequeñas partículas de roca volcánica emiten a la atmósfera problemas de respiración para algunos individuos

enfriamiento climático significativo y el hambre

Daños a la aeronave

Emisiones de gas La emisión de gases antes, durante, y después de una erupción Enfriamiento del clima que conduce a la pérdida de cosechas y el hambre

En algunos casos, el envenenamiento generalizado

densidad de corriente Pyroclastic A (varios 100 ° C) mezcla muy caliente de gases y tefra volcánica que fluye rápidamente (hasta 100s de km / h) por el lado de un volcán peligro extremo – destruye nada en el camino
caída piroclástica caída vertical de tefra en los alrededores de una erupción tefra gruesa cobertura de las zonas cercanas a la erupción (km a 10s de km)

techos colapsados

lahar Un flujo de lodo y escombros por un canal que se aleja de un volcán, ya sea provocada por una erupción o un evento de lluvia severa  grave riesgo de destrucción por cualquier cosa dentro del canal – flujos de lodo lahar puede moverse a 10s de km / h
colapso del sector / avalancha de escombros El fracaso de parte de un volcán, ya sea debido a una erupción o por alguna otra razón, lo que lleva al fracaso de una gran parte del volcán grave riesgo de destrucción por nada en el camino de la avalancha de escombros
Flujo de lava El flujo de lava de distancia de un respiradero volcánico La gente y la infraestructura en riesgo, pero los flujos de lava tienden a ser lentas (km / h) y son relativamente fáciles de evitar

Tabla 4.2 Resumen de los peligros volcánicos importantes

Gas volcánico y Emisiones Tephra

Los grandes volúmenes de tephra (fragmentos de roca, en su mayoría de piedra pómez ) y gases se emiten durante las principales plinianas erupciones (grandes erupciones explosivas con el gas caliente a columnas de tefra que se extienden en la estratosfera) en volcanes compuestos, y un gran volumen de gas se libera durante algunos muy alto -VOLUME erupciones efusivas.

Uno de los principales efectos es enfriamiento del clima por 1 ° a 2 ° C durante varios meses a unos pocos años debido a que las partículas de polvo y pequeñas gotas y partículas de compuestos de azufre bloquean el sol. El último evento importante de este tipo fue en 1991 y 1992 como consecuencia de la gran erupción del Monte Pinatubo en las Filipinas. Una gota de 1 ° a 2 ° C puede no parecer mucho, pero que es la cantidad media global de enfriamiento, y el enfriamiento fue mucho más grave en algunas regiones y en algunas veces.

Durante un período de ocho meses en 1783 y 1784, una erupción efusiva masiva tuvo lugar en el volcán Laki en Islandia. Aunque había relativamente poca ceniza volcánica implicado, una enorme cantidad de dióxido de azufre se libera a la atmósfera, junto con un volumen significativo de ácido fluorhídrico (HF).

Las sulfato de aerosoles que se formaron en la atmósfera llevaron a enfriamiento dramático en el hemisferio norte. No hubo pérdidas de cosechas en Europa y América del Norte, y se estima un total de 6 millones de personas que han muerto de hambre y de complicaciones respiratorias. En Islandia, el envenenamiento de la HF resultó en la muerte de 80% de oveja, 50% de los bovinos, y hambre subsiguiente, junto con la intoxicación por HF, se tradujo en más de 10.000 muertes de seres humanos, aproximadamente el 25% de la población.

La ceniza volcánica también puede tener graves consecuencias para los aviones, ya que puede destruir los motores a reacción. Por ejemplo, más de 5 millones de pasajeros de líneas aéreas tuvieron su viaje interrumpido por el Eyjafjallajökull erupción volcánica de 2010 en Islandia.

Corrientes de densidad piroclásticas

En una erupción explosiva típico en un volcán compuesto, la tephra y los gases se expulsan con fuerza explosiva y son lo suficientemente caliente para ser forzado alto en la atmósfera. A medida que avanza erupción, y la cantidad de gas en el magma ascendente comienza a disminuir, las partes se convertirán en más pesado que el aire, y luego pueden fluir hacia abajo a lo largo de los flancos del volcán (Figura 4.23). A medida que descienden, se enfrían más rápido y fluyen, alcanzando velocidades de hasta varios cientos de km / h.

Una densidad de corriente piroclástica (PDC) se compone de tephra varían en tamaño de cantos rodados a fragmentos microscópicos de vidrio (compuestos de los bordes y las uniones de las burbujas de piedra pómez destrozado), además de los gases (dominado por vapor de agua, pero incluyendo también otros gases) . La temperatura de este material puede ser tan alta como 1000 ° C. Entre los más famosos PDC es el que destruyó Pompeya en el año 79 EC, matando a unas 18.000 personas, y el que destruyó la ciudad de St. Pierre, Martinica, en 1902, matando a un estimado de 30.000.

Las partes superiores de flotación de corrientes de densidad piroclásticas pueden fluir sobre el agua, que en algunos casos por varios kilómetros. El 1902 St. Pierre PDC fluyó hacia el puerto y destruyó varios barcos de madera anclados allí.

Fotografia de la erupción del Monte pliniano Mayon, Filipinas. en 1984.

Figura 4.23 La erupción Plinian de Mt. Mayon, Filipinas. en 1984. Aunque la mayor parte de la columna de erupción es ascendente en la atmósfera, hay corrientes de densidad piroclásticas que fluyen por los lados del volcán en varios lugares. [Foto de la USGS: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/7/73/Pyroclastic_flows_at_Mayon_Volcano.jpg]

 

La caída piroclástica

La mayor parte de la tephra de una erupción explosiva asciende alta a la atmósfera, y parte de ella se distribuye alrededor de la Tierra por vientos de gran altitud. Los componentes más grandes (mayores que 0,1 mm) tienden a caer relativamente cerca del volcán, y la cantidad producida por grandes erupciones pueden causar graves daños y bajas. La gran erupción de 1991 del Monte Pinatubo en las Filipinas resultó en la acumulación de decenas de centímetros de ceniza en los campos y en los tejados de la región poblado circundante. Las lluvias de tifones fuertes que golpean la isla al mismo tiempo añadido al peso de la tefra, provocando el hundimiento de miles de tejados y para al menos 300 de las 700 muertes atribuidas a la erupción.

lahar

Un lahar es cualquier flujo de lodo o escombros de flujo que está relacionado con un volcán. La mayoría son causadas por la fusión de la nieve y el hielo durante una erupción, como fue el caso con el lahar que destruyó la ciudad de Colombia de Armero en 1985 (descrito anteriormente). Lahares también puede ocurrir cuando no hay una erupción volcánica, y una de las razones es que, como hemos visto, volcanes compuestos tienden a ser débiles y fácilmente erosionables.

En octubre de 1998, la categoría 5 huracán Mitch golpeó la costa de América Central. El daño era extenso y 19.000 personas murieron, no tanto a causa de los fuertes vientos, pero debido a lluvias intensas – algunas regiones recibió casi 2 m de lluvia en unos pocos días! Los flujos de lodo y flujos de escombros se produjeron en muchas áreas, especialmente en Honduras y Nicaragua.

Un ejemplo es Casita Volcán en Nicaragua, donde las fuertes lluvias debilitaron roca y escombros volcánicos en las laderas superiores, lo que resulta en un flujo de residuos que rápidamente se construyó en el volumen, ya que corrió por la pendiente empinada, y luego estallaron en las localidades de El Porvenir y Rolando Rodriguez matando a más de 2.000 personas (Figura 4.24). El Porvenir y Rolando Rodriguez eran nuevas ciudades que se habían construido sin aprobación de la planificación en una zona que se sabe que el riesgo de lahares.

Fotografía de la parte de la ruta del lahar del volcán Casita, 30 de Octubre de 1998.

Figura 4.24 Parte de la ruta de la lahar del volcán Casita, 30 de Octubre de 1998. [foto USGS de: http://volcanoes.usgs.gov/hazards/lahar/casita.php]

Colapso del sector y la avalancha de escombros

En el contexto de los volcanes, el colapso del sector o el colapso del flanco es el fallo catastrófico de una parte importante de un volcán existente, creando una gran avalancha de escombros. Este peligro fue reconocido por primera vez con el fracaso de la cara norte del Monte San Helens inmediatamente antes de la gran erupción el 18 de mayo de 1980. En las semanas antes de la erupción, una gran protuberancia se había formado en el lado del volcán, el resultado de la transferencia de magma de profundidad en un cuerpo magma de satélite dentro de la propia montaña.

Temprano en la mañana del 18 de mayo, un terremoto moderado sacudió las cercanías; esto se cree que han desestabilizado el bulto, lo que lleva a mayor deslizamiento de tierra observada de la Tierra en tiempos históricos. El fracaso de esta parte del volcán expuesta la cámara de magma satélite subyacente, provocando que explote de lado, lo que expuso el conducto que conduce a la cámara de magma a continuación. La erupción pliniano resultante – con una columna de alta erupción 24 kilometros – se prolongó durante nueve horas.

En agosto de 2010, una parte masiva de la ladera del Monte de BC Magro dio paso y cerca de 48 millones de metros cúbicos de roca se precipitó por un valle, una de las fallas en las pendientes más grandes de Canadá en tiempos históricos (Figura 4.25). Más de 25 fallas de pendientes se han producido en el monte Magro en los últimos 8.000 años, algunos de ellos más de 10 veces más grande que el fallo de 2010.

Fotografía con una flecha que apunta en la parte superior de la imagen en la ubicación del origen del Monte avalancha de rocas magro era.

Figura 4.25 The August 2.01 mil Mt. avalancha magro roca, que muestra dónde se originó la corredera (flecha, a 4 km aguas arriba), a su paso por una empinada estrecho valle, y el campo de los residuos (y la corriente que eventualmente cortar a través de él) en el primer plano. (Mika McKinnon foto, http://www.geomika.com/blog/2011/ 01/05 / el-problemas-con-deslizamientos / Usado con permiso (mika@geomika.com)


Flujos de lava

Como vimos en el Ejercicio 4.4, flujos de lava en los volcanes Kilauea como no avanzan muy rápidamente, y en la mayoría de los casos, la gente puede salir del camino. Por supuesto, es más difícil de mover la infraestructura, por lo que los edificios y carreteras suelen ser las principales víctimas de los flujos de lava.

Ceremonias

Ejercicio 4.5 peligros volcánicos en Squamish

Mapa que muestra la ubicación de la ciudad de Squamish.

La ciudad de Squamish se encuentra a unos 10 km de Monte Garibaldi, como se muestra en la foto. En el caso de una gran erupción del Monte Garibaldi, ¿cuál de los siguientes peligros tiene el potencial de ser un problema para los residentes de Squamish o para aquellos que paso en la carretera 99? [SE después de Google Earth]

Peligro Sí o No, y breve descripción
emisión de tefra
Emisión de gases
densidad de corriente Pyroclastic
caída piroclástica
lahar
colapso del sector
Flujo de lava

vigilancia de los volcanes y erupciones Predicción

En 2005 el geólogo del USGS Chris Newhall hizo una lista de los seis más importantes signos de una erupción volcánica inminente. Son los siguientes:

  1. Las fugas de gas – la liberación de gases (principalmente H 2 O, CO 2 y SO 2 ) desde el magma a la atmósfera a través de grietas de la roca suprayacente
  2. Bit de una protuberancia – la deformación de una parte del volcán, lo que indica que una cámara de magma en profundidad es la hinchazón o de convertirse en más presurizado
  3. Conseguir inestable – muchos (cientos de miles) de pequeños terremotos, lo que indica que el magma está en movimiento. Los sismos pueden ser el resultado de la magma forzando las rocas circundantes a agrietarse, o una vibración armónica que es evidencia de fluidos magmáticas movimiento subterráneo.
  4. A caer rápidamente – una disminución repentina de la tasa de actividad sísmica, lo que puede indicar que el magma se ha estancado, lo que podría significar que algo está a punto de ceder
  5. Gran bache – un bulto pronunciado en el lado del volcán (como el de Mt. St. Helens en 1980), lo que puede indicar que el magma se ha movido cerca de la superficie
  6. Desahogarse – erupciones de vapor (también conocido como freáticas erupciones ) que se producen cuando el magma cerca de la superficie del agua subterránea calienta al punto de ebullición. El agua finalmente explota, enviando fragmentos de la roca suprayacente lejos en el aire.

Con estas señales en mente, podemos hacer una lista del equipo que deberíamos tener y las acciones que podemos tomar para monitorear un volcán y predecir cuándo podría entrar en erupción.

La evaluación de la sismicidad: La forma más sencilla y económica para monitorear un volcán está con sismómetros. En una zona con varios volcanes que tienen el potencial para entrar en erupción (por ejemplo, la zona de Squamish-Pemberton), un par de sismómetros bien colocados pueden proporcionarnos una advertencia de que algo está cambiando debajo de uno de los volcanes, y que necesitamos mira más de cerca. En este momento hay suficientes sismómetros en el continente más bajo y en la isla de Vancouver para proporcionar esta información. [1]

Si hay evidencia sísmica que un volcán está llegando a la vida, más sismómetros deben ser colocados en ubicaciones dentro de unas pocas decenas de kilómetros de la fuente de la actividad (Figura 4.26). Esto permitirá que los geólogos para determinar la ubicación exacta y la profundidad de la actividad sísmica para que puedan ver donde el magma se está moviendo.

Fotografía de un sismógrafo instalado en 2007 en las inmediaciones del Cono Nazco, Columbia Británica

Figura 4.26 Un sismógrafo instalado en 2007 en las inmediaciones del Cono Nazco, BC [foto Cathie Hickson, usada con permiso]

Gases de Detección: El vapor de agua se convierte rápidamente en nubes de gotitas de agua líquida y es relativamente fácil de detectar con sólo mirar, pero CO 2 y SO 2 no son tan evidente. Es importante ser capaz de controlar los cambios en la composición de los gases volcánicos, y necesitamos instrumentos para hacer eso. Algunos pueden ser controlados a distancia (desde el suelo o incluso desde el aire), utilizando dispositivos de infrarrojos, pero para obtener datos más precisos, necesitamos para muestrear el aire y hacemos análisis químico. Esto se puede conseguir con los instrumentos colocados en el suelo cerca de la fuente de los gases (véase la figura 4.17), o por la recogida de muestras del aire y análisis de los mismos en un laboratorio.

La medición de la deformación: Hay dos formas principales para medir la deformación del suelo en un volcán. Uno es conocido como un inclinómetro , que es un nivel de tres direccional sensible que puede detectar pequeños cambios en la inclinación del suelo en un lugar específico. Otra es mediante el uso de GPS (sistema de posicionamiento global) tecnología (Figura 4.27). GPS es más eficaz que un inclinómetro, ya que proporciona información sobre hasta qué punto el suelo se ha movido en realidad – este-oeste, norte-sur, y arriba-abajo.

Fotografía de una unidad de GPS instalado en el volcán de Hualalai, Hawaii

Figura 4.27 unidad A GPS instalado en el volcán Hualalai, Hawaii. La antena en forma de plato de la derecha es el receptor GPS. La antena de la izquierda es para la comunicación con una estación base. [Desde USGS en: http://hvo.wr.usgs.gov/volcanowatch/view.php?id=173]

Combinando la información de este tipo de fuentes, junto con las observaciones cuidadosas hechas en el suelo y del aire, y un conocimiento profundo de cómo funcionan los volcanes, los geólogos pueden obtener una buena idea de la posibilidad de un volcán en erupción en un futuro próximo ( meses o semanas, pero no los días). A continuación, puede hacer recomendaciones a las autoridades sobre la necesidad de evacuaciones y la restricción de los corredores de transporte.

Nuestra capacidad para predecir las erupciones volcánicas se ha incrementado dramáticamente en las últimas décadas debido a los avances en nuestra comprensión de cómo se comportan los volcanes y en el seguimiento de la tecnología. Siempre que un cuidadoso trabajo está hecho, ya no hay un gran riesgo de erupciones sorpresa, y siempre que las advertencias públicas se emiten y escuchadas, es cada vez menos probable que miles morirán de colapso del sector, flujos piroclásticos, cenizas cae, o lahares . peligros indirectos siguen siendo muy real, sin embargo, y podemos esperar la próxima erupción como la de Laki en 1783 para tomar un número aún mayor de lo que hizo entonces, sobre todo porque en la actualidad hay aproximadamente ocho veces más personas en la Tierra.

Ejercer alerta del volcán!

Usted es el principal vulcanólogo del Servicio Geológico de Canadá (GSC), con sede en Vancouver. A las 10:30 de la mañana del martes, recibirá un informe de un sismólogo del SGC en Sidney diciendo que ha habido un aumento repentino en el número de pequeños terremotos en las proximidades del Monte Garibaldi. Tiene dos técnicos disponibles, el acceso a algunos equipos de monitorización, y un vehículo de cuatro ruedas motrices. Al mediodía, se reúna con sus técnicos y un par de otros geólogos. Para el final del día, es necesario tener un plan para poner en práctica, a partir de mañana por la mañana, y una declaración para liberar a la prensa. Lo que debe incluir el trabajo de campo de su primer día de? ¿Qué debe decir el día de hoy en su comunicado de prensa?

Los volcanes en Columbia Británica

Como se muestra en la Figura 4.28, tres tipos de ambientes volcánicos están representados en la Columbia Británica:

  • El arco en cascada (también conocido como el Cinturón Volcánico Garibaldi en Canadá) está relacionada con la subducción de la Placa de Juan de Fuca debajo de la placa de América del Norte.
  • Cinturón Volcánico Anahim se supone que está relacionado con una pluma del manto.
  • Cinturón Volcánico Stikine y el campo volcánico de Wells Gray-Clearwater se supone que están relacionados con la dislocación de la corteza terrestre.

    Figura 4.28 Los principales centros volcánicos en la Columbia Británica (mapa base de Wikipedia (http://commons.wikimedia.org/wiki/File:South-West_Canada.jpg). Parajes volcánicos de madera, D., 1993, en espera de otro gran explosión - sondear volcanes de la Columbia Británica, Canadá geográfica, basado en la obra de Cathie Hickson)

    Figura 4.28 Los principales centros volcánicos en la Columbia Británica (mapa base de Wikipedia (http://commons.wikimedia.org/wiki/File:South-West_Canada.jpg). Parajes volcánicos de madera, D., 1993, en espera de otro gran explosión – sondear volcanes de BC, Canadian Geographic, basado en la obra de Cathie Hickson)

Subducción Vulcanismo

Suroeste de la Columbia Británica se encuentra en el extremo norte de la zona de subducción de Juan de Fuca (Cascadia), y la actividad volcánica no está relacionada con la generación de magma por la fusión de flujo en el manto superior por encima de la placa de subducción. En general, los volcanes ha habido una tasa mucho más baja y el volumen de vulcanismo en la parte BC de esta correa que en la parte de Estados Unidos. Una razón para esto es que la parte norte de la Placa de Juan de Fuca (es decir, la placa Explorer) o bien no subducción, o subduce a un ritmo más lento que el resto de la placa.

Hay varios centros volcánicas en el Cinturón Volcánico Garibaldi: el centro Garibaldi (incluyendo Mt. Garibaldi y el colmillo-Mt zona Precio Negro adyacente a Garibaldi Lake (Figuras 4.1 y 4.2), Mt. Cayley, y Mt. Exiguo (Figura 4.25. ). la actividad volcánica más reciente en esta área fue en el monte Exiguo. hace aproximadamente 2.400 años, una erupción explosiva de aproximadamente la misma magnitud que el 1980 Mt. St. Helens erupción tuvo lugar en el monte Exiguo. Ash se extendió hacia el este . como Alberta también hubo actividad eruptiva significativa en Mts Precio y Garibaldi aproximadamente 12.000 y 10.000 años atrás durante la última glaciación;. en ambos casos, lava y tefra construido contra el hielo glacial en el valle adyacente (Figura 4.29) el cuadro del. Figura 4.2 al principio de este capítulo es una tuya , un volcán que se formó bajo el hielo glacial y había su parte superior erosionada por el lago que se formó alrededor de ella en el hielo.

Vista en perspectiva de la región Garibaldi

Figura vista 4,29 perspectiva de la zona Garibaldi (mirando hacia el este) que muestra los contornos de dos flujos de lava de Mt. Precio. Vulcanismo en esta zona tuvo lugar el pasado cuando el valle en el primer plano se llenó de hielo glacial. El acantilado conocida como la barrera formada cuando parte de la Mt. flujo de lava Precio falló después de deshielo. La cara oeste de la montaña empinada Garibaldi formado por colapso sector, también porque las rocas fueron ya no soportados por el hielo glacial. [SE después de Google Earth]

Manto Plume Vulcanismo

La cadena de complejos volcánicas y conos que se extienden desde Milbanke Sound a Nazko Cono se interpreta como relacionado con una pluma del manto actualmente situado cerca del Cono Nazko, al oeste de Quesnel. La placa de América del Norte se está moviendo en dirección oeste a aproximadamente 2 cm por año con respecto a este penacho, y se interpreta la serie de volcanes de escudo ahora parcialmente erosionadas entre Nazco y la costa que se han formado por la columna de humo como el continente se movió sobre eso.

La gama del arco iris, que se formó aproximadamente a las 8 Ma, es el más grande de estos volcanes más antiguos. Tiene un diámetro de alrededor de 30 km y una altura de 2.495 m (Figura 4.30). El nombre de “arco iris” se refiere a los colores brillantes mostradas por algunas de las rocas volcánicas hasta que enfrentaron.

Figura 4.30 Rango Rainbow, chilcotin meseta, BC (http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/f/fd/Rainbow_Range_Colors.jpg).

Figura 4.30 Rango Rainbow, chilcotin meseta, BC

Vulcanismo Rift relacionados

Mientras que AC no se trata de dividir en trozos, dos áreas de actividad volcánica están relacionados con la dislocación – o por lo menos a las fracturas relacionadas con estiramiento-que podrían extenderse a través de la corteza. Estos son el campo volcánico de Wells Gray Clearwater-sureste de Quesnel, y el campo volcánico de la Cordillera del Norte, que se extiende a través de la esquina noroeste de la provincia (como ya se ha discutido en la sección 4.1). Esta área incluye erupción volcánica más reciente de Canadá, un flujo de lava cono de ceniza y máfica que se formó hace alrededor de 250 años en el Cono río Tseax en la zona del río Nass norte de terraza. De acuerdo con la historia oral nisga’a, unas 2.000 personas murieron durante esa erupción, la lava en el que se salió de su pueblo en el río Nass. La mayoría de las muertes se atribuyen a asfixia por gases volcánicos, posiblemente dióxido de carbono.

El campo volcánico Monte Edziza cerca del río Stikine es un área grande de flujos de lava, crestas sulfurosas y los conos. La erupción más reciente en esta área fue hace unos 1.000 años. Mientras que la mayoría de la otra vulcanismo en la región Edziza es mafic e implica flujos de lava y conos de ceniza, Mt. sí Edziza (Figura 4.31) es un volcán compuesto con composiciones de roca que van de riolita de basalto. Una posible explicación de la presencia de vulcanismo compuesto en un área dominada por los flujos máficos y conos de ceniza es que hay una cámara de magma debajo de esta zona, dentro de la cual la diferenciación magma está teniendo lugar.

Fotografía del Monte Edziza

Figura 4.31 Monte Edziza, la zona Stikine, BC, con Eve Cone en el primer plano.

Volcanes Down Under

Este mapa muestra la situación de las placas tectónicas en el área de Nueva Zelanda.

Este mapa muestra la situación de las placas tectónicas en el área de Nueva Zelanda.

1. Sobre la base de lo que sabe acerca de los volcanes en BC, predecir dónde se podría esperar para ver volcanes en y alrededor de Nueva Zelanda.

2. ¿Qué tipo de volcanes se puede esperar encontrar en y alrededor de Nueva Zelanda?

Resumen

Los temas tratados en este capítulo se pueden resumir de la siguiente manera:

4.1 Tectónica de placas y vulcanismo Volcanism está estrechamente relacionado con la tectónica de placas. La mayoría de los volcanes están asociados con los límites de placas convergentes (en las zonas de subducción), y también hay una gran cantidad de actividad volcánica en los límites divergentes y las zonas de rift continental. En los límites convergentes se forma magma donde el agua de un subducción actos de placa como fundente para bajar la temperatura de fusión de la roca del manto adyacente. En formas de magma límites divergentes debido a la fusión de descompresión. La fusión por descompresión también tiene lugar dentro de una pluma del manto.
4.2 Composición magma y la erupción Estilo Los magmas iniciales en regiones más volcánicas son mafic en la composición, pero pueden evolucionar en tipos más félsicos través de la interacción con la roca de la corteza, y como resultado de cristal de sedimentación dentro de una cámara magma. magmas félsicos tienden a tener mayores contenidos de gas que magmas máficos, y también son más viscoso. La mayor viscosidad impide que los gases escapen del magma, y ​​magmas así félsicos son más presión y más probabilidades de entrar en erupción explosivamente.
4.3 Tipos de Volcanes Los conos de ceniza, que pueden formar en varias configuraciones volcánicas, son relativamente pequeños volcanes que están compuestos en su mayoría de fragmentos de roca máficas que se formaron durante un único evento eruptivo. Los volcanes compuestos se asocian normalmente con subducción, y mientras que su magma tiende a ser intermedio en promedio, que pueden extenderse todo el camino desde felsic a mafic. Las diferencias correspondientes en plomo viscosidad magma a diferencias significativas en el estilo de erupciones. La mayoría de los volcanes de escudo están asociados con plumas del manto, y tienen magma consistentemente mafic que estalla en general como flujos de lava.
4.4 peligros volcánicos La mayoría de los peligros volcánicos directos están relacionados con volcanes que hacen erupción explosiva, especialmente volcanes compuestos. corrientes de densidad piroclásticas, algunos tan caliente como 1000C puede moverse a cientos de km / h, y matará a cualquier cosa en el camino. Los lahares, flujos de lodo relacionadas con el volcán, pueden ser lo suficientemente grande como para destruir ciudades enteras. Los flujos de lava destruirán cualquier cosa en su camino, pero tienden a moverse lentamente lo suficiente para que las personas puedan ponerse a salvo.
4.5 Vigilancia de los volcanes y erupciones Predicción Tenemos el conocimiento y la tecnología para predecir las erupciones volcánicas con cierto éxito, y para asegurar que las personas no se vean perjudicados. Las técnicas de predicción incluyen el monitoreo sismicidad en regiones volcánicas, la detección de gases volcánicos, y la deformación de medición de los flancos de un volcán.
4.6 Volcanes en Columbia Británica Hay ejemplos de todos los tipos importantes de volcanes en Columbia Británica, como subducción volcánica al norte de Vancouver, vulcanismo manto-plume lo largo de la tendencia Nazco, y vulcanismo relacionado fisura en las regiones Wells Gray y Stikine.

Preguntas de repaso

  1. ¿Cuáles son las tres principales ambientes tectónicos para volcánica en la Tierra?
  2. ¿Cuál es el mecanismo principal para la fusión parcial en un límite de placa convergente?
  3. ¿Por qué son importantes en la determinación del tipo de rocas volcánicas que se forma cuando se extruye que magma la viscosidad y el contenido de gas de un magma?
  4. ¿Por qué los gases en el magma no se forman burbujas de gas cuando el magma es más profundo de la corteza?
  5. Donde se forman las almohadas de lava? ¿Por qué se forman y de qué tipo de magma?
  6. ¿Qué dos tipos de texturas de rocas se encuentran típicamente en un volcán compuesto?
  7. ¿Qué es un lahar, y por qué se lahares comúnmente asociada con las erupciones de los volcanes compuestos?
  8. ¿En qué otras circunstancias podría una forma lahar?
  9. Explicar por qué este tipo de volcanes en escudo tienen pendientes suaves.
  10. En términos muy generales, ¿cuál es la diferencia entre la vida útil de un volcán compuesto y un volcán escudo?
  11. ¿Por qué es débil actividad sísmica (terremotos pequeños) típicamente asociados con las primeras etapas de una erupción volcánica?
  12. ¿Cómo puede la tecnología GPS puede utilizar para ayudar a monitorear un volcán en el período previo a la erupción?
  13. ¿Qué tipo de erupción en el Monte St. Helens podría haber producido basaltos columnares?
  14. ¿Cuál es el origen geológico probable del Cono Nazko?
  15. ¿Cuál podría ser la explicación para BC sudoeste de tener mucho menos vulcanismo de subducción que junto Washington y Oregon?
  16. ¿Cuál fue la causa probable de la mayor parte de las muertes de la erupción más reciente en el río Tseax Cone?
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