Una zona de rift es una característica de algunos volcanes , especialmente volcanes escudo , en la que se desarrolla un conjunto de grietas lineales (o rifts ) en un edificio volcánico, típicamente formándose en dos o tres regiones bien definidas a lo largo de los flancos del respiradero. [1] Se cree que son causadas principalmente por tensiones internas y gravitacionales generadas por el emplazamiento del 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. La adición de estos materiales magmáticos generalmente contribuye a una mayor ruptura de la pendiente, además de generar erupciones de fisuras a partir de esos diques que llegan a la superficie. Es la agrupación de estas fisuras, y los diques que las alimentan, lo que sirve para delinear dónde y si se debe definir una zona de rift. [2] La lava acumulada de erupciones repetidas de 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 es 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 el respiradero central.
Las zonas de rift se caracterizan por la agrupación cerrada de diques intrusivos y fisuras extrusivas que se extienden hacia afuera a lo largo de una banda relativamente estrecha desde el área de un respiradero central. Las fuerzas de extensión internas y la carga isostática generadas por los volúmenes de magma intrusivos (ya sea asociados con la cámara de magma o la formación posterior de diques y umbrales 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 el fallamiento normal, también se asocia comúnmente con la formación de rifts a lo largo de los flancos volcánicos. [2] [5] Siguiendo el camino de menor resistencia, se forman diques magmáticos posteriores a lo largo y dentro de estas grietas iniciales, lo que hace que se impartan tensiones adicionales a los materiales locales del edificio, que a su vez generan nuevas grietas hacia las que fluye el magma. [1] [6] De esta manera, las zonas de grietas establecidas pueden ser potencialmente características geológicas autosuficientes a lo largo de los flancos del respiradero volcánico dado. La orientación de esta grieta depende en gran medida de las tensiones gravitacionales y tectónicas en juego. [7] Los volcanes de escudo basáltico suelen presentar dos zonas de grietas principales, situadas con ángulos de 120° entre ellas en situaciones ideales. [1] [3] En los volcanes de escudo que se forman a partir del fondo marino nivelado sin respiraderos vecinos, la grieta de flanco se produce de forma más uniforme alrededor del respiradero. [1] Sin embargo, cuando los flancos de un volcán pueden estar sostenidos en un lado por la presencia de una característica preexistente, o estar cargados con varios planos de debilidad, la formación de una zona de rift se promulga de acuerdo con la atracción de la gravedad hacia abajo.
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. [6] Los modelos matemáticos muestran cómo la presencia de zonas de rift contribuye a un abultamiento o cresta horizontal central paralelo a la orientación de los rifts. [3] Este mismo modelo 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 de fisuras asociadas con zonas de rift pueden realmente evolucionar hacia nuevos respiraderos a lo largo del edificio volcánico, generando flujos de lava que duran meses o más. [1] Estos flujos de lava agregan materiales superficiales a las laderas del volcán, extendiendo las laderas hacia afuera en un aplanamiento general de la morfología del flanco. [6] El carácter extensional de estos eventos puede contribuir a la inestabilidad de los flancos y a eventos de desgaste masivo donde secciones enteras del edificio volcánico pueden colapsar a lo largo de los límites de la zona de rift. [5] Estos eventos de desgaste masivo 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, [5] mientras que también crean potencialmente muchos peligros volcánicos , como tsunamis y cambios dramáticos en las direcciones de los flujos de lava, para comunidades desprevenidas.
El vulcanólogo George PL 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 propuso la idea de que, en ausencia de signos obvios de rift en la superficie, la presencia de otras características volcánicas que también están asociadas con intrusiones de diques (como conos de ceniza alargados y respiraderos de fisuras alineados linealmente) también deberían tomarse para representar la presencia de procesos similares a zonas de rift en la región dada. [2] Por lo tanto, se pueden identificar tentativamente zonas de rift de varias longitudes y anchos en muchos estratovolcanes y campos de lava monogenéticos además de los volcanes escudo hawaianos clásicos .
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