Zona de rift

Zona del Rift Este en Kīlauea, Hawai

Una zona de rift volcánica es una característica de algunos volcanes, especialmente volcanes en escudo, en la que se desarrolla un conjunto de grietas lineales (o rifts) en el edificio volcánico, formando típicamente dos o tres regiones bien definidas a lo largo de los flancos del cráter.[1] Se cree que son causadas principalmente por tensiones internas y gravitacionales generadas por el emplazamiento de magma dentro y a través de varias regiones del volcán; las zonas de rift permiten la intrusión de diques magmáticos en las laderas del propio volcán.[2] La adición de estos materiales magmáticos generalmente contribuye a una mayor formación de rifts en la ladera, además de generar erupciones fisurales a partir de aquellos diques que alcanzan la superficie. Es la agrupación de estas fisuras, y los diques que las alimentan, lo que sirve para delimitar dónde y si se define una zona de rift.[2]

La lava acumulada de erupciones repetidas de las zonas de rift, junto con el crecimiento endógeno creado por las intrusiones de magma, hace que estos volcanes tengan una forma alargada.[3] Quizás el mejor ejemplo de esto sea Mauna Loa, que en hawaiano significa "montaña larga",[4] y que presenta dos zonas de rift muy bien definidas que se extienden decenas de kilómetros hacia afuera desde la chimenea central.[5]

Formación

Las zonas de rift se caracterizan por la agrupación cercana de diques intrusivos y fisuras extrusivas que se extienden hacia afuera a lo largo de una banda relativamente estrecha desde el área de un conducto central.[2] Las fuerzas de extensión internas y la carga isostática generadas por los volúmenes de magma intrusivo (ya sea asociados con la cámara magmática o la posterior formación de diques y sills que se extienden hacia afuera desde esa cámara), junto con la acumulación de materiales erupcionados, contribuyen a la masa y la pendiente del edificio en formación. Es el peso del edificio que excede su resistencia material, con las tensiones adicionales del magma que inflan las regiones internas del edificio, lo que puede generar el agrietamiento inicial alrededor de una cumbre volcánica en desarrollo.[2]

Además, la actividad tectónica como fallas normales también se asocia comúnmente con la formación de rifts a lo largo de los flancos volcánicos.[2][6] Siguiendo el camino de menor resistencia, los diques magmáticos subsiguientes se forman a lo largo y dentro de estas grietas iniciales, lo que provoca que se impartan tensiones adicionales a los materiales locales del edificio, que a su vez generan nuevas fisuras hacia las que fluye el magma.[1][7]

De esta manera, las zonas de rift establecidas pueden ser potencialmente características geológicas autosostenibles a lo largo de los flancos de la chimenea volcánica. La orientación de este rifting depende en gran medida de las tensiones gravitacionales y tectónicas en juego.[8] Los volcanes en escudo basálticos suelen tener dos zonas de rift principales, situadas con ángulos de 120° entre ellas en situaciones ideales.[1][3] En los volcanes en escudo que se forman a partir de un fondo marino plano sin chimeneas vecinas, el rifting de flanco ocurre distribuido de manera más uniforme alrededor de la chimenea.[1] Sin embargo, cuando los flancos de un volcán pueden estar sostenidos en un lado por la presencia de una característica preexistente, o cargados con varios planos de debilidad, la formación de la zona de rift se produce según la fuerza de atracción de la gravedad ladera abajo.[6]

Estructura

El relleno de magmas en forma de diques ayuda a definir la forma de un volcán. Una mayor frecuencia de eventos intrusivos a lo largo de las zonas de rift conduce a topografías alargadas de los edificios afectados.[7] Los modelos matemáticos muestran cómo la presencia de zonas de rift contribuye a un abultamiento o cresta horizontal central paralela a la orientación de los rifts.[3] Este mismo modelado muestra cómo este abultamiento central depende de la relación entre la longitud de la zona de rift y la profundidad de las fuentes de magma, con fisuras más largas sobre fuentes menos profundas asociadas más positivamente con topografías muy alargadas de los flancos asociados.[3]

Ocasionalmente, las erupciones fisurales asociadas con zonas de rift pueden evolucionar en nuevos conductos a lo largo del edificio volcánico, generando flujos de lava que duran meses o más.[1] Estos flujos de lava añaden materiales superficiales a las laderas del volcán, extendiendo las laderas hacia afuera en un aplanamiento general de la morfología del flanco.[7] El carácter extensional de estos eventos puede contribuir a la inestabilidad de los flancos y a los eventos de remoción de masa, donde secciones enteras del edificio volcánico pueden colapsar a lo largo de los límites de la zona de rift.[6] Estos eventos de remoción en masa pueden afectar las formaciones y orientaciones de los diques a medida que la masa del edificio se desplaza, lo que puede tener profundos impactos en el desarrollo estructural del edificio,[6] al tiempo que potencialmente crea muchos peligros volcánicos, como tsunamis y cambios drásticos en las direcciones de los flujos de lava, para comunidades desprevenidas.[9]

El vulcanólogo George P. L. Walker afirmó que las zonas de rift eran comunes en la mayoría de los volcanes del mundo, independientemente de su tipo y formación.[2] Walker planteó la idea de que, en ausencia de signos evidentes de rift en la superficie, la presencia de otras características volcánicas asociadas con intrusiones de diques (como conos de ceniza alargados y fisuras alineadas linealmente) también debería considerarse indicativa de procesos similares a los de una zona de rift en la región en cuestión.[2] Por lo tanto, se pueden identificar tentativamente zonas de rift de diversas longitudes y anchuras en muchos estratovolcanes y campos de lava monogenéticos, además de los clásicos volcanes en escudo hawaianos.[10]

Erupciones fisurales y peligros asociados

Las erupciones que ocurren a lo largo de las zonas de rift son típicamente de tipo fisural, caracterizadas por fuentes de lava que emergen de grietas lineales en lugar de un único conducto central.[9] Estas erupciones pueden durar desde horas hasta años, y a menudo producen extensos campos de lava que pueden cubrir grandes áreas. Un ejemplo notable es la erupción de Kīlauea en la Zona del Rift Este (Puʻu ʻŌʻō), que duró 35 años (1983-2018) y añadió más de 140 hectáreas de tierra nueva a la isla de Hawái.[11]

Los peligros asociados con las erupciones en zonas de rift incluyen:

  • Flujos de lava que pueden destruir infraestructura y viviendas
  • Gases volcánicos (dióxido de azufre, dióxido de carbono)
  • Colapso de flancos y generación de tsunamis
  • Incendios forestales iniciados por la lava

Ejemplos

  • Hawái: La mayoría de los volcanes hawaianos tienen dos o, a veces, tres zonas de fisura.
  • Islas Galápagos: Los volcanes en Galápagos, como el Volcán Wolf y Sierra Negra, presentan zonas de rift bien desarrolladas, a menudo en patrones radiales debido a la tensión de la placa de Nazca.[12]
  • Canarias
    • La Palma: La zona de rift de Cumbre Vieja ha sido escenario de múltiples erupciones históricas, incluyendo la erupción de 2021.[13]
    • El Hierro
  • Volcán Newberry, Oregón: Un volcán en escudo en el noroeste del Pacífico de EE. UU. con una prominente zona de rift.[14]
  • Cráteres de la Luna, Idaho: Un campo volcánico monogenético con zonas de rift bien expuestas.[15]

Véase también

Referencias

  1. 1 2 3 4 5 Lockwood, John P.; Hazlett, Richard W. (2010). «8 (Shield Volcanoes)». Volcanoes: Global Perspectives. Wiley-Blackwell. pp. 273-278. ISBN 978-1-4051-6250-0. OCLC 892899076.
  2. 1 2 3 4 5 6 7 Walker, George P. L. (1 de diciembre de 1999). «Volcanic rift zones and their intrusion swarms». Journal of Volcanology and Geothermal Research 94 (1–4): 21-34. Bibcode:1999JVGR...94...21W. doi:10.1016/S0377-0273(99)00096-7.
  3. 1 2 3 4 Annen, C.; Lénat, J.-F.; Provost, A. (1 de marzo de 2001). «The long-term growth of volcanic edifices: numerical modelling of the role of dyke intrusion and lava-flow emplacement». Journal of Volcanology and Geothermal Research 105 (4): 263-289. Bibcode:2001JVGR..105..263A. doi:10.1016/S0377-0273(00)00257-2.
  4. ↑ «Mauna Loa: Earth's Largest Volcano». United States Geological Survey (USGS) (en inglés). 2 de diciembre de 2022. Consultado el 22 de mayo de 2026.
  5. ↑ Macdonald, Gordon A.; Abbott, Agatin T. (1983). «6 (Shield Volcanoes)». Volcanoes in the Sea: The Geology of Hawaii (2.ª edición). University of Hawaii Press. ISBN 978-0-8248-0832-7.
  6. 1 2 3 4 Walter, T. R.; Troll, V. R.; Cailleau, B.; Belousov, A.; Schmincke, H.-U.; Amelung, F.; Bogaard, P. v d (1 de abril de 2005). «Rift zone reorganization through flank instability in ocean island volcanoes: an example from Tenerife, Canary Islands». Bulletin of Volcanology (en inglés) 67 (4): 281-291. Bibcode:2005BVol...67..281W. ISSN 0258-8900. doi:10.1007/s00445-004-0352-z.
  7. 1 2 3 Michon, Laurent; Cayol, Valérie; Letourneur, Ludovic; Peltier, Aline; Villeneuve, Nicolas; Staudacher, Thomas (1 de julio de 2009). «Edifice growth, deformation and rift zone development in basaltic setting: Insights from Piton de la Fournaise shield volcano (Réunion Island)». Journal of Volcanology and Geothermal Research. Recent advances on the geodynamics of Piton de la Fournaise volcano 184 (1–2): 14-30. Bibcode:2009JVGR..184...14M. doi:10.1016/j.jvolgeores.2008.11.002.
  8. ↑ Walter, Thomas R.; Troll, Valentin R. (September 2003). «Experiments on rift zone evolution in unstable volcanic edifices». Journal of Volcanology and Geothermal Research (en inglés) 127 (1–2): 107-120. Bibcode:2003JVGR..127..107W. doi:10.1016/S0377-0273(03)00181-1.
  9. 1 2 Sigurdsson, Haraldur (2015). «42 (Volcanic Hazards)». The Encyclopedia of Volcanoes (2.ª edición). Elsevier. ISBN 978-0-12-385938-9.
  10. ↑ Parfitt, Elisabeth A.; Wilson, Lionel (2008). «8 (Monogenetic Volcanism)». Fundamentals of Physical Volcanology. Blackwell. ISBN 978-0-632-05443-5.
  11. ↑ «Puʻu ʻŌʻō - Kīlauea Volcano». United States Geological Survey (USGS) (en inglés). Consultado el 22 de mayo de 2026.
  12. ↑ McBirney, A. R. (1967). «The volcanic geology of the Galápagos Islands». Geological Society of America Bulletin 78 (9): 1079-1095. doi:10.1130/0016-7606(1967)78[1079:TVGOTG]2.0.CO;2.
  13. ↑ Troll, V. R. (2021). «The 2021 eruption of Cumbre Vieja, La Palma: a complex rift zone eruption». Geology Today 37 (6): 222-228. doi:10.1111/gto.12376.
  14. ↑ «Newberry Volcano». United States Geological Survey (USGS) (en inglés). Consultado el 22 de mayo de 2026.
  15. ↑ Kuntz, M. A. (1992). «The Craters of the Moon volcanic field, Idaho». Geological Society of America Special Papers 274: 27-40. doi:10.1130/SPE274-p27.

Enlaces externos

Este artículo ha sido escrito por Wikipedia. El texto está disponible bajo la licencia Creative Commons Attribution-Share Alike 4.0. Pueden aplicarse cláusulas adicionales a los archivos multimedia.