4.3: Tipos de Volcanes
- Page ID
- 88035
\( \newcommand{\vecs}[1]{\overset { \scriptstyle \rightharpoonup} {\mathbf{#1}} } \)
\( \newcommand{\vecd}[1]{\overset{-\!-\!\rightharpoonup}{\vphantom{a}\smash {#1}}} \)
\( \newcommand{\id}{\mathrm{id}}\) \( \newcommand{\Span}{\mathrm{span}}\)
( \newcommand{\kernel}{\mathrm{null}\,}\) \( \newcommand{\range}{\mathrm{range}\,}\)
\( \newcommand{\RealPart}{\mathrm{Re}}\) \( \newcommand{\ImaginaryPart}{\mathrm{Im}}\)
\( \newcommand{\Argument}{\mathrm{Arg}}\) \( \newcommand{\norm}[1]{\| #1 \|}\)
\( \newcommand{\inner}[2]{\langle #1, #2 \rangle}\)
\( \newcommand{\Span}{\mathrm{span}}\)
\( \newcommand{\id}{\mathrm{id}}\)
\( \newcommand{\Span}{\mathrm{span}}\)
\( \newcommand{\kernel}{\mathrm{null}\,}\)
\( \newcommand{\range}{\mathrm{range}\,}\)
\( \newcommand{\RealPart}{\mathrm{Re}}\)
\( \newcommand{\ImaginaryPart}{\mathrm{Im}}\)
\( \newcommand{\Argument}{\mathrm{Arg}}\)
\( \newcommand{\norm}[1]{\| #1 \|}\)
\( \newcommand{\inner}[2]{\langle #1, #2 \rangle}\)
\( \newcommand{\Span}{\mathrm{span}}\) \( \newcommand{\AA}{\unicode[.8,0]{x212B}}\)
\( \newcommand{\vectorA}[1]{\vec{#1}} % arrow\)
\( \newcommand{\vectorAt}[1]{\vec{\text{#1}}} % arrow\)
\( \newcommand{\vectorB}[1]{\overset { \scriptstyle \rightharpoonup} {\mathbf{#1}} } \)
\( \newcommand{\vectorC}[1]{\textbf{#1}} \)
\( \newcommand{\vectorD}[1]{\overrightarrow{#1}} \)
\( \newcommand{\vectorDt}[1]{\overrightarrow{\text{#1}}} \)
\( \newcommand{\vectE}[1]{\overset{-\!-\!\rightharpoonup}{\vphantom{a}\smash{\mathbf {#1}}}} \)
\( \newcommand{\vecs}[1]{\overset { \scriptstyle \rightharpoonup} {\mathbf{#1}} } \)
\( \newcommand{\vecd}[1]{\overset{-\!-\!\rightharpoonup}{\vphantom{a}\smash {#1}}} \)
Existen numerosos tipos de volcanes o fuentes volcánicas; algunos de los más comunes se resumen en el Cuadro 4.1.
| [Saltar tabla] | ||||
| Tipo | Ajuste tectónico | Tamaño y forma | Características del magma y la erupción | Ejemplo |
|---|---|---|---|---|
| Cono de ceniza | Diversas; algunas formas en los flancos de volcanes más grandes | Pequeño (10s a 100s de metros) y empinado (Mayor que 20°) | La mayoría son máficas y se forman a partir de las primeras etapas ricas en gas de una erupción asociada con escudo o rifa | Eve Cone, norte B.C. |
| Volcán compuesto | Casi todos están en zonas de subducción | Tamaño mediano (1000 metros de altura y hasta 20 km de ancho) y pendiente moderada (10° a 30°) | La composición del magma varía de félsico a máfico, y de explosivo a efusivo | Monte Santa Helens |
| Volcán escudo | La mayoría están en penachos del manto; algunos están en crestas extendidas | Grande (hasta varios 1,000 metros de altura y hasta 200 kilómetros de ancho), no empinado (típicamente de 2° a 10°) | El magma es casi siempre máfico, y las erupciones suelen ser efusivas, aunque los conos de ceniza son comunes en los flancos de los volcanes escudo | Kilauea |
| Grandes provincias ígneas | Asociado con penachos de manto “súper” | Enorme (hasta millones de kiómetros cuadrados) y 100s de metros de espesor | El magma es siempre máfico y los flujos individuales pueden tener 10s de metros de espesor | Basaltos del río Columbia |
| Vulcanismo del fondo marino | Generalmente asociado con crestas extendidas pero también con plumas de manto | Grandes áreas del fondo marino asociadas con crestas extendidas | Las almohadas se forman a tasas típicas de erupción; los flujos de lava se desarrollan si el flujo raro es más rápido | Cima Juan de Fuca |
| Kimberlita | De origen del manto superior | Los restos son típicamente de 10s a 100s de metros de ancho | La mayoría parece haber tenido erupciones explosivas formando conos de ceniza; la más joven está fechada alrededor de 10 ka, y todas las demás tienen al menos 30 Ma | Campo Kimberlita Lac de Gras, N.W.T. |
Los tamaños y formas de los típicos volcanes de escudo, compuesto y cono de ceniza se comparan en la Figura\(\PageIndex{1}\), aunque, para ser justos, Mauna Loa es el volcán escudo más grande de la Tierra; todos los demás son más pequeños. Mauna Loa se eleva desde el fondo marino plano circundante, y su diámetro es del orden de 200 km. Su elevación es de 4,169 m sobre el nivel del mar. El monte St. Helens, un volcán compuesto de tamaño promedio, se eleva por encima de las colinas circundantes de la Cordillera Cascade. Su diámetro es de unos 6 km, y su altura es de 2,550 m sobre el nivel del mar. Los conos de ceniza son mucho más pequeños. En este dibujo, incluso un cono de ceniza grande es solo un punto.
Conos de Ceniza
Los conos de ceniza, como Eve Cone en el norte de B.C. (Figura\(\PageIndex{2}\)), suelen tener solo unos cientos de metros de diámetro, y pocos tienen más de 200 m de altura. La mayoría están conformadas por fragmentos de roca máfica vesicular (escoria) que fueron expulsados a medida que el magma hervía al acercarse a la superficie, creando fuentes de fuego. En muchos casos, estos más tarde se convirtieron en los sitios de flujos efusivos de lava cuando se agotaron los gases. La mayoría de los conos de ceniza son monogenéticos, 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 están formados casi exclusivamente por fragmentos sueltos, tienen muy poca fuerza. Se pueden erosionar fácilmente, y relativamente rápido.
Volcanes compuestos
Los volcanes compuestos, como el Monte St. Helens en el estado de Washington (Figura\(\PageIndex{3}\)), están casi todos asociados con la subducción en los límites de placas convergentes, ya sea en los límites oceano-continente o oceánico (Figura\(\PageIndex{2}\) b). Pueden extenderse hasta varios miles de metros del terreno circundante, y, con pendientes que van hasta los 30˚ Pueden ser de hasta unos 20 km de ancho. En muchos de esos volcanes, el 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 tiene aproximadamente 1 kilómetro de ancho y se extiende desde aproximadamente 6 km hasta 14 km por debajo de la superficie (Figura\(\PageIndex{4}\)). Las variaciones sistemáticas en la composición del vulcanismo en los últimos miles de años en el Monte Santa Helens implican que la cámara de magma está zonificada, desde más félsica en la parte superior hasta más máfica en la parte inferior.
Las erupciones máficas (y algunas erupciones intermedias), por otro lado, producen flujos de lava; la que se muestra en la Figura\(\PageIndex{5}\) b es lo suficientemente gruesa (aproximadamente 10 m en total) para haberse enfriado en un patrón de unión columnar (Figura\(\PageIndex{7}\)). Los flujos de lava aplanan el perfil del volcán (porque la lava normalmente fluye más lejos que las caídas de escombros piroclásticos) y protegen los depósitos fragmentarios de la erosión. Aun así, los volcanes compuestos tienden a erosionarse rápidamente. Patrick Pringle, vulcanólogo del Departamento de Recursos Naturales del Estado de Washington, describe al Monte St. Helens como un “montón de basura”. La roca que conforma el Monte Santa Helens varía en composición desde la riolita (Figura\(\PageIndex{5}\) a) hasta el basalto (Figura\(\PageIndex{5}\) b); esto implica que los tipos de erupciones pasadas han variado ampliamente en carácter. Como ya se señaló, el magma félsico no fluye fácilmente y no permite que los gases escapen fácilmente. En estas circunstancias, la presión se acumula hasta que se abre un conducto, y luego una erupción explosiva resulta de la parte superior rica en gas de la cámara de magma, produciendo escombros piroclásticos, como se muestra en la Figura a Este tipo de erupción también puede conducir a\(\PageIndex{5}\) un rápido derretimiento del hielo y la nieve en una volcán, que suele desencadenar grandes flujos de lodo conocidos como lahares (Figura\(\PageIndex{5}\) a). Los flujos piroclásticos calientes y rápidos y los lahares son las dos principales causas de bajas en erupciones volcánicas. Flujos piroclásticos mataron aproximadamente 30 mil personas durante la erupción del monte en 1902. Pelée en la isla caribeña de Martinica. La mayoría fueron incinerados en sus casas. En 1985 un lahar masivo, desencadenado por la erupción del Nevado del Ruiz, mató a 23 mil personas en la localidad colombiana de Armero, a unos 50 km del volcán.
En un contexto geológico, los volcanes compuestos tienden a formarse con relativa rapidez y no duran mucho. El monte St. Helens, por ejemplo, está formado por roca que tiene menos de 40 mil años; la mayor parte es menor de 3 mil años. Si cesa su actividad volcánica, podría erosionarse en unas pocas decenas de miles de años. Esto se debe en gran parte a la presencia de material eruptivo piroclástico, que no es fuerte. Home
El mapa que se muestra aquí ilustra las interacciones entre las placas de América del Norte, Juan de Fuca y Pacífico frente a la costa oeste de Canadá y Estados Unidos. La Placa Juan de Fuca se forma a lo largo de la cresta Juan de Fuca, y luego se subduce debajo de la Placa de América del Norte a lo largo de la línea roja con dientes en ella (“Límite de subducción”).
- Utilizando la barra de escala en la parte inferior izquierda del mapa, estime la distancia promedio entre el límite de subducción y los volcanes compuestos de Cascadia.
- Si la placa subductora Juan de Fuca desciende 40 km por cada 100 km que se desplaza tierra adentro, ¿cuál es su probable profundidad en la zona donde se forman los volcanes?
Consulte el Apéndice 3 para el Ejercicio 4.3 respuestas.
Volcanes Escudo
La mayoría de los volcanes de escudo están asociados con penachos de manto, aunque algunos se forman en límites divergentes, ya sea en tierra o en el fondo del mar. Debido a su magma máfico no viscoso tienden a tener pendientes relativamente suaves (2 a 10˚) y las más grandes pueden tener más de 100 km de diámetro. Los volcanes escudo más conocidos son los que conforman las islas hawaianas, y de estos, los únicos activos están en la gran isla de Hawai. Mauna Loa, el volcán más grande del mundo y la montaña más grande del mundo (por volumen) entró en erupción por última vez en 1984. Kilauea, posiblemente 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 por última vez que entró en erupción en 1996, pero puede haber estallado desde entonces sin ser detectado.
Todos los volcanes hawaianos están relacionados con el penacho del manto que actualmente se encuentra debajo de Mauna Loa, Kilauea y Loihi (Figura\(\PageIndex{8}\)). En esta zona, la Placa del Pacífico se mueve hacia el noroeste a una tasa de unos 7 centímetros (cm) al año. Esto quiere decir que los volcanes formados anteriormente —y ahora extintos— ahora se han alejado bien del penacho del manto. Como se muestra en la Figura\(\PageIndex{8}\), hay evidencia de cámaras de magma cortical debajo de los tres volcanes hawaianos activos. En Kilauea, la cámara de magma parece tener varios kilómetros de diámetro, y se sitúa entre 8 km y 11 km por debajo de la superficie. [1]
Aunque no es una montaña prominente (Figura\(\PageIndex{2}\)), el volcán Kilauea tiene una gran caldera en su zona de cumbre (Figura\(\PageIndex{9}\)). Una caldera es un cráter volcánico que tiene más de 2 km de diámetro; este tiene 4 km de largo y 3 km de ancho. Contiene una característica más pequeña llamada cráter Halema'uma'u, que tiene una profundidad total de más de 200 m por debajo del área circundante. La mayoría de los cráteres volcánicos y calderas se forman sobre las cámaras de magma, y el nivel del suelo del cráter está influenciado por la cantidad de presión ejercida por el cuerpo de magma. En tiempos históricos, los pisos tanto de la caldera Kilauea como del cráter de Halema'uma'u se han movido hacia arriba durante la expansión de la cámara de magma y hacia abajo durante la deflación de la cámara.
Una de las características llamativas de la caldera Kilauea es el aumento del vapor de agua (la nube blanca en la Figura\(\PageIndex{9}\)) y un fuerte olor a azufre (Figura\(\PageIndex{10}\)). Como es típico en las regiones magmáticas, el agua es el principal componente volátil, seguido por el dióxido de carbono y el dióxido de azufre. Estos, y algunos gases menores, se originan en la cámara de magma a profundidad y se elevan a través de grietas en la roca suprayacente. Esta desgasificación del magma es fundamental para el estilo de erupción en Kilauea, que, durante la mayor parte de los últimos 35 años, ha sido efusivo, no explosivo.
La erupción de Kilauea que comenzó en 1983 comenzó con la formación de un cono de ceniza en Pu'u 'o'o, aproximadamente a 15 km al este de la caldera (Figura\(\PageIndex{11}\)). El magma que alimentaba esta erupción fluyó a lo largo de un importante sistema de conductos conocido como el Rift Este, que se extiende por unos 20 km de la caldera, primero al sureste y luego al este. La fundición de lava y la construcción del cono de ceniza Pu'u 'o'o (Figura\(\PageIndex{12}\) a) continuaron hasta 1986, momento en el que el flujo se volvió efusivo. De 1986 a 2014, la lava fluyó de una brecha en el flanco sur de Pu'u 'o'o bajando la ladera de Kilauea a través de un tubo de lava (Figura\(\PageIndex{12}\) d), emergiendo en o cerca del océano. Durante 2014 y 2015, la lava fluyó hacia el noreste hacia la comunidad de Pahoa (ver Ejercicio 4.4). En mayo de 2018 una nueva erupción inició otros 15 km al este del flujo 2014/15 en la zona conocida como Leilani Estates. El Flujo de Rift del Bajo Oriente estuvo activo durante 6 meses. Durante ese tiempo, 35 km 2 de terreno existente se cubrieron de lava y se crearon 3.5 km 2 de tierra nueva (Figura\(\PageIndex{11}\)), alrededor de 48 km de carretera fueron cubiertos de lava y 716 viviendas fueron destruidas (ver USGS Overview of Kilauea Volcanoe's 2018 eruption [PDF]). La actividad volcánica en la Grieta Oriental cesó en agosto de 2018, y desde entonces no ha habido actividad en Kilauea. Esto parece marcar el final del ciclo de erupción que duró, con solo unas pocas interrupciones breves, durante 35 años. Es casi seguro que Kilauea volverá a entrar en erupción dentro de años o décadas.
Los dos tipos principales de texturas creadas durante las erupciones subaéreas efusivas son pahoehoe y aa. Pahoehoe, lava ropy que se forma como lava no viscosa, fluye suavemente, formando una piel que se gelea y luego se arruga debido al flujo continuo de la lava debajo de la superficie (Figura\(\PageIndex{12}\) b, y “video de flujo de lava”). Aa, o lava en bloque, se forma cuando el magma se ve obligado a fluir más rápido de lo que es capaz (por ejemplo, por una pendiente) (Figura\(\PageIndex{12}\) c). La tefra (fragmentos de lava) se produce durante erupciones explosivas y se acumula en las proximidades de conos de ceniza.
La Figura\(\PageIndex{12}\) d es una vista de un tubo de lava activo en el borde sur de Kilauea. El resplandor rojo proviene de una corriente de lava muy caliente (~1200°C) que ha fluido bajo tierra durante la mayor parte de los 8 km del respiradero Pu'u 'O'o. Los tubos de lava se forman natural y fácilmente en los volcanes de escudo y compuestos porque la lava máfica que fluye preferentemente se enfría cerca de sus márgenes, formando levées de lava sólidos que finalmente se cierran sobre la parte superior del flujo. El magma dentro de un tubo de lava no está expuesto al aire, por lo que permanece caliente y fluido y puede fluir durante decenas de km, contribuyendo así al gran tamaño y bajas laderas de los volcanes escudo. Los volcanes hawaianos están plagados de miles de tubos de lava antiguos, algunos de hasta 50 km.
Kilauea comenzó a formarse aproximadamente a los 300 ka, mientras que la vecina Mauna Loa data de 700 ka y la cercana Mauna Kea ito alrededor de 1 Ma. Si el vulcanismo continúa por encima del penacho del manto de Hawai de la misma manera que tiene desde 85 Ma, es probable que Kilauea continúe en erupción por al menos otros 500 mil años. Para entonces, su vecina, Loihi, habrá emergido del fondo marino, y sus otros vecinos, Mauna Loa y Mauna Kea, se habrán erosionado significativamente, al igual que sus primos, las islas al noroeste (Figura\(\PageIndex{8}\)).
El mapa del Observatorio de Volcanes de Hawái del Servicio Geológico de Estados Unidos (HVO) que se muestra aquí, fechado el 29 de enero de 2015, muestra el contorno de la lava que comenzó a fluir hacia el noreste desde Pu'u 'O'o el 27 de junio de 2014 (el “flujo de lava del 27 de junio”, también conocido como el “Flujo de Lava del Rift Oriental”) El flujo llegó al asentamiento más cercano, Pahoa, el 29 de octubre, 124 días después. Después de dañar alguna infraestructura al oeste de Pahoa, el flujo dejó de avanzar. Un nuevo brote ocurrió el 1 de noviembre, ramificándose hacia el norte desde el flujo principal.
¿Cuál es la tasa promedio de avance del frente de flujo del 27 de junio al 29 de octubre de 2014, en metros por día y metros por hora? Home
Consulte el Apéndice 3 para el Ejercicio 4.4 Respuestas.
Grandes Provincias Ígneas
Si bien el penacho del manto de Hawái ha producido un volumen relativamente bajo de magma durante mucho tiempo (~85 Ma), otras plumas del manto son menos consistentes, y algunas generan volúmenes masivos de magma en períodos de tiempo relativamente cortos. Aunque su origen sigue siendo polémico, se piensa que el vulcanismo que conduce a grandes provincias ígneas (LIP) está relacionado con ráfagas de magma de muy alto volumen pero de duración relativamente corta de magma de plumas de manto. Un ejemplo de un LIP es el Columbia River Basalt Group (CRGB), que se extiende a través de Washington, Oregón e Idaho (Figura\(\PageIndex{14}\)). Este vulcanismo, que cubrió una superficie de unos 160.000 kilómetros cuadrados (km 2) con roca basáltica de hasta varios cientos de metros de espesor, tuvo lugar entre 17 y 14 Ma. Home
La mayoría de las otras erupciones de LIP son mucho más grandes. Se estima que las Trampas Siberianas (también basalto), que estallaron al final del período Pérmico a 250 Ma, produjeron aproximadamente 40 veces más lava que el CRBG.
El penacho del manto que se supone es responsable del CRBG ahora se encuentra debajo del área de Yellowstone, donde conduce al vulcanismo félsico. En el pasado 2 Ma tres erupciones explosivas muy grandes en Yellowstone han arrojado aproximadamente 900 kilómetros cúbicos (km 3) de magma félsico, alrededor de 900 veces el volumen de la erupción del Monte St. Helens en 1980, pero solo el 5% del volumen de magma máfico en el CRBG.
Vulcanismo en el suelo marino
Algunas erupciones de LIP ocurren en el fondo del mar, siendo la más grande conocida la que creó la meseta Ontong Java en el Océano Pacífico occidental alrededor de 122 Ma. Pero la mayoría del vulcanismo del fondo marino se origina en límites divergentes e implica erupciones de volumen relativamente bajo. En estas condiciones, la lava caliente que rezuma hacia el agua fría del mar se enfría rápidamente por fuera y luego se comporta un poco como pasta de dientes. Las manchas resultantes de lava se conocen como almohadas, y tienden a formar pilas alrededor de un respiradero de lava del fondo del mar (Figura\(\PageIndex{15}\)). En términos de área, es muy probable que haya más basalto almohada en el fondo del mar que cualquier otro tipo de roca en la Tierra.
Kimberlitas
Si bien se cree que todo el vulcanismo discutido hasta ahora se origina del derretimiento parcial en el manto superior o dentro de la corteza, existe una clase especial de volcanes llamados kimberlitas que tienen sus orígenes mucho más profundos en el manto, a profundidades de 150 km a 450 km. Durante una erupción de kimberlita, el material de esta profundidad puede llegar a la superficie rápidamente (horas a días) con poca interacción con las rocas circundantes. Como resultado, el material eruptivo de kimberlita es representativo de las composiciones del manto: es ultramafic.
Erupciones de kimberlita que se originan a profundidades mayores de 200 km, dentro de áreas bajo la vieja corteza gruesa (escudos), atraviesan la región de estabilidad del diamante en el manto y, en algunos casos, traen material diamantado a la superficie. Se supone que todos los depósitos de diamantes en la Tierra se han formado de esta manera; un ejemplo es la rica Mina Ekati en los Territorios del Noroeste (Figura\(\PageIndex{16}\)).
Las kimberlitas en Ekati estallaron entre 45 y 60 Ma. Muchas kimberlitas son más viejas, algunas mucho más antiguas. No ha habido erupciones de kimberlita en tiempos históricos. Las kimberlitas más jóvenes conocidas se encuentran en las colinas Igwisi en Tanzania y solo tienen alrededor de 10,000 años. Los siguientes más jóvenes conocidos están fechados a cerca de 30 Ma.
¿Con qué frecuencia entran en erupción los volcanes?
La Institución Smithsonian mantiene un catálogo completo de los volcanes del mundo, con información e historia eruptiva de casi 2700 sitios volcánicos. Si pasas algún tiempo mirando alrededor de ese sitio descubrirás que la frecuencia de erupciones en diferentes volcanes es enormemente variable, aunque podemos hacer algunas generalizaciones. Centrándose solo en volcanes escudo y volcanes compuestos algunos de los datos son los siguientes:
| Volcanes compuestos | Volcanes de escudo |
|---|---|
| Avachinsky (Rusia): 5 erupciones en los últimos 7000 años | Fernandina (Galápagos): 31 erupciones en los últimos 1000 años |
| Pinatubo (Filipinas): 4 erupciones en los últimos 9000 años | Kilauea (Hawaii): 62 erupciones en los últimos 250 años |
| Adams (Oregón, EE. UU.): 6 erupciones en los últimos 7000 años | Nyamuragira (Congo): 48 erupciones en los últimos 154 años |
Con base únicamente en estos números es evidente que, en general, los volcanes escudo son mucho más activos que los volcanes compuestos, pero hay muchas excepciones a esta tendencia. Algunos volcanes compuestos son casi tan activos como los volcanes escudo enumerados aquí, y algunos volcanes escudo que todavía se consideran “activos” son casi tan inactivos como los volcanes compuestos enumerados aquí.
Descripciones de las imágenes
HomeDescripción de la\(\PageIndex{4}\) imagen de la figura: El monte St. Helens se eleva a más de 2.5 kilómetros sobre la palanca del mar y consiste principalmente en roca de menos de 3,000 años Debajo de la montaña hay roca volcánica más antigua. Justo debajo del nivel del mar se encuentra una pequeña cámara de magma, que es un probable reservorio para 1981 y posteriores erupciones. Abajo de 5 a 14 kilómetros bajo el nivel del mar se encuentra la cámara principal de magma. Las variaciones en la composición del magma erupcionado implican que esta cámara esté estratificada, con más magma en la parte inferior. [Volver a la figura\(\PageIndex{4}\)]
HomeDescripción de la\(\PageIndex{5}\) imagen de la figura: La imagen (A) muestra una pared de acantilado con capas horizontales gris/marrón y naranja. Los lados se ven suaves como si se desgastaran fácilmente. Las capas gris/marrón son depósitos de lahar y las capas anaranjadas son depósitos piroclásticos félsicos. La imagen (B) muestra un flujo columnar de lava basáltica que parece un acantilado rocoso de piedra con capas verticales. [Volver a la figura\(\PageIndex{5}\)]
HomeDescripción de la\(\PageIndex{13}\) imagen de la figura: El mapa del Observatorio de Volcanes de Hawái del Servicio Geológico de Estados Unidos (HVO), fechado el 29 de enero de 2015, muestra el contorno de lava que comenzó a fluir hacia el noreste desde Pu'u 'o'o el 27 de junio de 2004 (el “flujo de lava del 27 de junio”, también conocido como el “Flujo de Lava del Rift Este”) El flujo llegó al asentamiento más cercano, Pahoa, el 29 de octubre, luego de cubrir una distancia de 20 km en 124 días. Después de dañar alguna infraestructura al oeste de Pahoa, el flujo dejó de avanzar. Un nuevo brote ocurrió el 1 de noviembre, ramificándose hacia el norte desde el flujo principal a unos 6 km al suroeste de Pahoa. [Volver a la figura\(\PageIndex{13}\)]
HomeDescripción de la\(\PageIndex{14}\) imagen de la figura: El Columbia River Basalt Group cubre la mayor parte del sureste del estado de Washington y se extiende a lo largo de las fronteras entre Washington, Idaho y Oregón. Los basaltos columnares que se muestran en la foto se encuentran en el este de Washington. Se levantan de un valle plano como altos acantilados. [Volver a la figura\(\PageIndex{14}\)]
Atribuciones de medios
- Figura\(\PageIndex{1}\): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{2}\): Eve Cone © nass5518. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{3}\): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{4}\): Imagen original © Pringle, 1993. Modificado por Steve Earle.
- Figura\(\PageIndex{5}\): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{6}\): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{7}\): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{8}\): “Diagrama transversal del punto de acceso de Hawái” por USGS. Dominio público.
- Figura\(\PageIndex{9}\): “Kilauea ali 2012 01 28” de la NASA. Dominio público.
- Figura\(\PageIndex{10}\): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{11}\): Isla de Hawai'i — Mosaico Landsat por NOAA. Dominio público. Modificado por Steven Earle.
- Figura\(\PageIndex{12}\): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{13}\): Imagen de USGS. Dominio público.
- Figura\(\PageIndex{14}\): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{15}\) (Izquierda): Pillow Basalt Crop by NOAA. Dominio público.
- Figura\(\PageIndex{15}\) (Derecha): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{16}\): “Mina Ekati” © Jason Pineau. CC BY-SA.
- Lin, G, Amelung, F, Lavallee, Y, y Okubo, P, 2014, Evidencia sísmica de un reservorio de magma cortical debajo de la zona de grieta superior este del volcán Kilauea, Hawai. Geología. V.