La depresión de Hilina, en el flanco del volcán Kilauea en el lado sureste de la isla de Hawái, se extiende desde la zona de falla de Hilina aproximadamente al sur de la zona de falla oriental (ERZ) hasta el borde de las aguas profundas. [1]Detalles de la crisis de Hilina. [2]
El desprendimiento de Hilina , en el flanco sur del volcán Kilauea en la costa sureste de la Gran Isla de Hawái , es el más notable de varios deslizamientos de tierra que rodean cada una de las islas hawaianas. [3] Estos deslizamientos de tierra son el medio por el cual el material depositado en los respiraderos de un volcán se transfiere hacia abajo y hacia el mar, y finalmente se derrama sobre el lecho marino para ensanchar la isla. [4]
Todo el flanco sur de Kilauea, que se extiende hasta el cabo Kumukahi, se está deslizando actualmente hacia el mar, [5] con algunas partes de la porción central (con vista al hundimiento de Hilina) moviéndose hasta 10 centímetros (3,9 pulgadas) por año, [6] empujadas por la poderosa inyección de magma y tiradas por la gravedad. [7]
El movimiento actual del hundimiento de Hilina y la actividad volcánica reciente , junto con la evidencia de deslizamientos submarinos masivos en el pasado geológico, han llevado a afirmar que podrían producirse megatsunamis si el flanco sur del Kilauea fallara repentinamente. [ cita requerida ]
Geología
Sección transversal simplificada de los volcanes Kilauea (gris) y Mauna Loa (y el borde de Mauna Kea), que muestra 1) cómo cada volcán se encuentra en el flanco de los volcanes más antiguos y 2) las pendientes de bajo ángulo típicas de los volcanes escudo. Elevación en kilómetros, sin exageración vertical. [8] La inclinación debajo de la letra "K" corresponde a la vista que se muestra a continuación.El Hilina Pali (acantilado) en el flanco sur del volcán Kilauea es una evidencia visible del empinado sistema de fallas de Hilina. Debajo de este sistema se encuentra la falla de desprendimiento plana que no tiene expresión superficial visible, pero que ha producido varios terremotos de gran magnitud en los últimos 200 años.
Las islas hawaianas son volcanes, la parte más nueva de la cadena de montes submarinos Hawái-Emperador , creada por la erupción de magma del punto caliente de Hawái . A medida que la placa del Pacífico , moviéndose hacia el noroeste, aleja los volcanes existentes del punto caliente, se forman nuevos volcanes en el extremo sureste. [9] La isla más nueva y más grande es la Gran Isla de Hawái, formada por la fusión de siete volcanes. [10] El más grande, en el borde posterior de la isla, es el volcán Mauna Loa , y en su flanco hacia el mar está el más joven Kīlauea , con el monte submarino Kamaʻehuakanaloa (anteriormente Lōʻihi) aún sumergido justo en la costa.
Los volcanes hawaianos son volcanes escudo , que se distinguen de los estratovolcanes más conocidos por su mayor anchura y pendientes de menor gradiente. (Por ejemplo: la pendiente media del Kilauea hacia el este es de sólo 3,3°, [11] y la pendiente sur desde la cumbre hasta el fondo del océano tiene un promedio de sólo 6°. [12] ) Cuando el volcán está sobre el punto caliente, un abundante suministro de magma le permite construir un amplio escudo; cuando pierde su suministro de magma, muere y se erosiona hasta el nivel del mar. [13]
Al igual que el resto, Kīlauea está compuesto por flujos de lava subaéreos y submarinos alternados fracturados por diaclasas de enfriamiento e intercalados con rocas más débiles, sedimentos y tefra , lo que da como resultado lo que se ha caracterizado como una masa rocosa fracturada . [14] Estas discontinuidades forman zonas de debilidad que conducen al colapso de la pendiente. [15] El peso de la masa rocosa provoca una extensión (estiramiento) cuesta abajo, lo que favorece la formación de estructuras verticales, como fallas de deslizamiento y buzamiento y zonas de rift, paralelas a la pendiente. Estas desconectan la masa rocosa del flanco superior, lo que pone más tensión en cualquier plano de debilidad no vertical, que puede fallar y formar una zona de deslizamiento.
En su artículo de 1999, Smith y Malahoff analizaron el “levantamiento de magma” como una de las principales causas del derrumbe de la ladera del Hilina Slump. El levantamiento de magma se produce cuando se inyecta magma fresco en fracturas preexistentes o rocas débiles. La presión del magma inyectado sirve para romper la roca, lo que provoca el derrumbe de la ladera. Smith y Malahoff también propusieron que el estado del Kilauea como estructura volcánica secundaria en los flancos del Mauna Loa, de mayor tamaño , lo hace más susceptible a un derrumbe catastrófico. Observaron que esta tendencia se mantiene en muchos de los deslizamientos de tierra históricos observados en la cadena de islas hawaianas. [16]
Vectores que muestran la cantidad y la dirección del movimiento de las estaciones del Sistema de Posicionamiento Global en varios lugares del flanco sur del Kilauea, entre 2003 y 2006, en relación con el resto de la isla. Las mediciones de otros años son muy similares. [17] Las bandas oscuras son los acantilados de Hilina Pali.
En el flanco marino de Kīlauea (donde no descansa contra Mauna Loa) estas tendencias son evidentes donde el magma que rezuma de la caldera gira al este y al oeste para formar la Zona de Rift Suroeste (SWRZ) y la Zona de Rift Este (ERZ), ambas paralelas a la costa, [18] y también en los acantilados de Hilina Pali, coincidentes con las fallas de deslizamiento del sistema de fallas de Hilina, que forman el escarpe donde un gran bloque de roca se ha desplomado hacia abajo y hacia afuera.
Las zonas de rift permiten el transporte de lava a decenas de kilómetros de la caldera (como se vio en la erupción de la Puna inferior de 2018 ). También sirven como cuñas, forzando al flanco sur de Kīlauea a descender a través de un desprendimiento , una falla casi horizontal donde los depósitos volcánicos descansan sobre la corteza oceánica [19] , de unos 8 a 10 km de profundidad. [20] La combinación de rift y hundimiento impulsado por la gravedad da como resultado un movimiento hacia el mar de todo el flanco sur (ver imagen), especialmente alrededor de Hilina Pali, con movimientos hacia el mar de hasta 10 centímetros (3,9 pulgadas) por año. [21]
Depresión de Hilina
En la parte central del flanco sur del Kilauea, los acantilados de mil pies de altura del Hilina Pali y escarpes similares fueron reconocidos ya en 1930 como escarpes frontales resultantes del hundimiento de la costa. [22] El Hilina Pali es el escarpe frontal del Hilina Slump, un tipo de deslizamiento de tierra donde un bloque grande y relativamente intacto se desliza a lo largo de una superficie cóncava, cayendo verticalmente en la cabeza, con la punta a menudo extendiéndose hacia arriba y hacia afuera. [23] El Hilina Slump se extiende hacia el mar desde ambos extremos del Hilina Pali hasta una profundidad de 5.000 metros (16.404 pies). [24] Si este hundimiento es poco profundo o llega hasta el desprendimiento que se encuentra debajo de todo el flanco sur del Kilauea, todavía es objeto de debate. [25]
Con el descubrimiento a finales de la década de 1980 de que todo el flanco sur del Kilauea está involucrado en deslizamientos submarinos, algunos científicos han aplicado el término "hundimiento de Hilina" a un área más amplia. [26]
El deslizamiento de Hilina se está deslizando hacia el mar sobre la parte superior del flanco sur del volcán Kilauea , a una velocidad media de 10 cm/año (3,9 pulgadas/año). Kilauea es la parte sureste, alrededor del 13,7%, de la Gran Isla de Hawái. En comparación con el volumen de 25.000 a 35.000 kilómetros cúbicos (6.000 a 8.400 millas cúbicas) de Kilauea, el deslizamiento submarino tiene entre 10.000 y 12.000 kilómetros cúbicos (2.400 y 2.900 millas cúbicas), lo que representa alrededor del 10% de la isla. [16] Los resultados del modelo basados en la pendiente y el nivel del mar actuales sugieren que las aceleraciones sísmicas más fuertes que aproximadamente 0,4 a 0,6 g son suficientes para superar el coeficiente de fricción estática, lo que resulta en un deslizamiento a lo largo de una superficie de falla. [27] Sin embargo, recientes mediciones submarinas muestran que un "banco" submarino ha formado un contrafuerte en la parte delantera del hundimiento de Hilina, y "este contrafuerte puede tender a reducir la probabilidad de un futuro desprendimiento catastrófico". [28] [29]
Terremotos
Terremotos en Kilauea
Hohonu
Kama'ehuakanaloa
2018
1975
1868
Mauna Loa
Kilauea
Los terremotos en Hawái son consecuencia del movimiento del magma o del deslizamiento de los edificios volcánicos que forman las islas. Algunos de los deslizamientos del flanco hacia el mar se producen de forma asísmica, sin que se produzcan terremotos perceptibles. [30] En otras ocasiones se produce una sacudida que da lugar a un terremoto de magnitud 6 o superior. [31]
1868
El 2 de abril de 1868 , un terremoto sacudió la costa sureste de Hawái con una magnitud estimada entre 7,25 y 7,75. Provocó un deslizamiento de tierra en las laderas del volcán Mauna Loa , a cinco millas (8,0 km) al norte de Pāhala , matando a 31 personas. Un tsunami se cobró 46 vidas más. Los pueblos de Punaluʻu , Nīnole , Kāwāʻa, Honuʻapo y Keauhou Landing resultaron gravemente dañados. Según un relato, el tsunami "se desplazó por encima de las copas de los cocoteros, probablemente de 60 pies (18 m) de altura ... tierra adentro una distancia de un cuarto de milla [0,4 km] en algunos lugares, llevándose al mar cuando regresó, casas, hombres, mujeres y casi todo lo que se podía mover". [32]
1975
El 29 de noviembre de 1975 se produjo un terremoto similar , de magnitud 7,2. Una sección de 64 km de ancho de la depresión de Hilina se deslizó 3,4 m hacia el océano, ampliando la grieta 7,9 m. Este movimiento también provocó un tsunami que alcanzó una altura máxima de 14,3 m en Keauhou Landing. [33] Las propiedades frente al mar se desprendieron de sus cimientos en Punaluʻu. Se registraron dos muertes en Halape y otras 19 personas resultaron heridas. La línea de costa de la bahía de Keauhou se alteró drásticamente. [34]
2018
El 4 de mayo de 2018, un terremoto de magnitud 6,9 provocó que el derrumbe se desplazara unos 60 centímetros (2 pies). Parece que fue provocado por vibraciones causadas por el movimiento del magma en la zona de rift oriental de Kilauea y, a su vez, el terremoto precedió a una mayor actividad volcánica. [35] Esto podría encajar en un modelo de correlación entre terremotos y eventos de erupción descritos para los terremotos de 1868 y 1975. [36]
Deslizamientos de tierra
La amplitud y las suaves pendientes de los volcanes escudo jóvenes , como el Kilauea, contrastan con los acantilados escarpados y pintorescos (pali), los cañones profundamente incisos y las crestas estrechas típicas de las islas más antiguas, y durante mucho tiempo fue un misterio cómo estas últimas llegaron a ser así. En 1930 se sugirió que (al menos en algunos casos) esto podría ser el resultado de grandes deslizamientos de tierra. En 1964 se observó que ciertas áreas del fondo marino con topografía muy irregular se encontraban pendiente abajo de lo que parecen ser anfiteatros gigantes (el gran cuenco que queda en la cabeza de los deslizamientos de tierra), lo que sugiere la posibilidad de deslizamientos de tierra gigantes . [37] Sin embargo, que tal desgaste masivo fuera una característica omnipresente de la geología hawaiana no se reconoció hasta que el mapeo sistemático del fondo marino a fines de la década de 1980 [38] identificó 17 áreas en los flancos de las islas que parecen ser los restos de grandes deslizamientos de tierra. [39] Algunos aspectos de estos deslizamientos –como el gran volumen (estimado en 5.000 kilómetros cúbicos [1.200 millas cúbicas] para el deslizamiento de Nuuanu), el transporte de grandes bloques (de "decenas de kilómetros" de tamaño) de 50 kilómetros (31 millas) o más, y la evidencia de un transporte rápido [40] – sugieren que algunos de estos deslizamientos fueron, de hecho, gigantescos, y podrían haber generado tsunamis gigantes. [41] Una de estas áreas es el flanco sur del Kilauea, incluyendo el desplome de Hilina, que actualmente está en movimiento. [42] Esto ha suscitado preocupación de que el desplome del flanco sur del Kilauea podría generar un tsunami que "pueda amenazar a las ciudades de la región del Pacífico", [43] y que incluso un desplazamiento relativamente menor del desplome de Hilina "sería verdaderamente desastroso para la vida y la propiedad en la isla de Hawái, el resto del archipiélago y posiblemente la Cuenca del Pacífico". [44]
Aunque el archipiélago hawaiano se enfrenta a una amenaza significativa incluso de eventos locales relativamente menores, la amenaza a otras regiones transpacíficas se ha considerado "exagerada". [45] En particular, los deslizamientos de tierra más grandes, más poderosos y más dramáticos vistos alrededor de las islas hawaianas son un tipo de deslizamiento de tierra llamado avalanchas de escombros , donde el material en el deslizamiento se ha roto en pedazos lo suficientemente pequeños como para fluir como una corriente de movimiento rápido relativamente estrecha, generalmente de menos de 50 kilómetros (31 millas) de ancho que puede extenderse hasta 230 kilómetros (140 millas). [46] Las avalanchas de escombros, o flujos, "comúnmente representan un solo episodio de falla rápida", [47] donde la energía potencial del deslizamiento se libera repentinamente y podría causar tsunamis gigantes. [48] Por otra parte, los derrumbes son bloques en gran parte intactos y no deformados que son más anchos (hasta 110 kilómetros) y más gruesos (alrededor de 10 kilómetros) que las avalanchas de escombros, y generalmente se mueven lentamente. [49] Los derrumbes comúnmente se mueven sobre una superficie cóncava, con la cabeza cayendo casi verticalmente (como se ve en Hilina Pali y acantilados relacionados), y la punta empujando hacia arriba. [50]
El movimiento hacia el mar del flanco de Kilauea ha sido detenido en gran medida en el extremo occidental por los montes submarinos Kamaʻehuakanaloa y Papaʻu, y ralentizado al este del desplome de Hilina por el monte submarino Hohonu. [51] Un "banco de ladera media" proporciona un refuerzo adicional al desplome de Hilina (ver el mapa detallado más arriba); se considera poco probable un desprendimiento catastrófico de este deslizamiento de tierra, [52] y "las predicciones terribles de la futura ruptura del desplome de Hilina... pueden ser exageradas". [53]
Megatsunamis
Junto con el conocimiento de que las islas hawaianas están rodeadas de abanicos de escombros donde grandes porciones de varios volcanes se han deslizado hacia el mar [54] – el volumen del hundimiento de Hilina se ha estimado entre 10.000 y 12.000 kilómetros cúbicos (2.400 a 2.900 millas cúbicas) [55] – parece razonable considerar el riesgo de que la actividad volcánica y/o sísmica en Hawái cause estragos en la Cuenca del Pacífico.
Pararas-Carayannis concluyó que ni la geología ni los acontecimientos históricos indican que el flanco sur del Kilauea sea "inusualmente inestable o que sea posible un colapso masivo en el futuro previsible", pero incluso si tal colapso ocurriera como se postula, los efectos de campo lejano del tsunami resultante "han sido enormemente exagerados". [56]
^ Okubo (2004, §2.1) tiene una explicación detallada.
^ ab Smith, Malahoff y Shor 1999.
^ Tilling et al. 2014, Figura 13. Véase también Miklius et al. 2005.
^ Moore y Krivoy 1964, pág. 2043; Swanson, Duffield y Fiske 1976, págs. 1, 2, 24, 31 y en general; Denlinger y Morgan 2014, pág. 158.
^ Denlinger & Morgan 2014, pág. 153. Consulte la figura 3 para ver un diagrama de sección transversal del flanco sur de Kīlauea.
^ Hills et al., 2002, pág. 110; Denlinger y Morgan, 2014, pág. 158.
^ Owen y otros 1995, pág. 1329.
^ Stearns y Clark 1930, págs. 51, 95.
^ Moore et al. 1989, pág. 17.468, siguiendo a Varnes 1978.
^ Como lo describen Lipman et al. 1985, figura 1, y la vista del mapa oblicuo de la figura 19, disponible aquí .
^ Brooks y otros. 2006, pág. 208.
^ Morgan, Moore y Clague 2003, en el título de la figura 1.
^ Okubo 2004.
^ Morgan, Moore y Clague 2003, Resumen.
^ Deslizamientos de tierra en Hawái Archivado el 27 de mayo de 2009 en Wayback Machine —Falla de pendiente en el flanco sur submarino del Kilauea (subsección)
^ Owen y col. 2000, págs. 18, 983, 18, 994, 18, 996; Denlinger y Morgan 2014, pág. 153.
^ Las observaciones actuales del crecimiento gradual del flanco hacia el mar en Kīlauea apoyan la interpretación de que la Zona de Rift Este (ERZ) se abre episódicamente a medida que el flanco se comprime gradualmente por el magma profundo y la intrusión acumulada y que esta compresión también desencadena un deslizamiento de despegue, que propaga el flanco sur hacia el mar. (p. 150); A veces, este movimiento rápido es cosísmico, generando un gran terremoto y tsunami, pero siempre da como resultado la apertura de la zona de rift, el hundimiento de la costa y el colapso de la cabeza del sistema de magma de la cumbre en cientos de metros. (p. 168); Denlinger & Morgan 2014, pp. 150, 168.
^ Normark, Moore y Torresan 1993, pág. 184.
^ Moore, Normark y Holcomb 1994.
^ Tanto Moore et al. (1989) como Normark, Moore y Torresan (1993) enumeran las 17 diapositivas y proporcionan mapas y detalles.
^ Moore y otros 1989, pág. 17.472.
^ Moore, Normark y Holcomb 1994, pág. 46.
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^ Moore y otros 1989, pág. 17.482.
^ Varnes 1978, pág. 13, y ver figura 2.5b.
^ Smith, Malahoff y Shor 1999, págs. 80, 82, 85.
^ Morgan, Moore y Clague 2003, ¶65.
^ Morgan, Moore y Clague 2003, ¶60.
^ Véase Moore et al. 1989, Figura 1 para ver un mapa.
^ Smith, Malahoff y Shor 1999, Resumen
^ Pararas-Carayannis 2002, págs. 253-254.
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