Una zona de rift es una característica de algunos volcanes , especialmente los volcanes en escudo , en los que se desarrolla un conjunto de grietas lineales (o rifts ) en un edificio volcánico, que normalmente forman 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 de magma dentro y a través de varias regiones del volcán, las zonas de ruptura permiten la intrusión de diques magmáticos en las laderas del volcán mismo. La adición de estos materiales magmáticos suele contribuir a un mayor rifting del talud, además de generar erupciones fisurarias de aquellos 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 ruptura. [2] La lava acumulada de erupciones repetidas de zonas de rift junto con el crecimiento endógeno creado por 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 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 respiradero central. Las fuerzas de extensión internas y la carga isostática generadas por los volúmenes de magma intrusos (ya sea asociados con la cámara de magma o la posterior formación de diques y alféizares que se extienden hacia afuera desde esa cámara), junto con la acumulación de materiales en erupción, 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 las fallas normales, también se asocia comúnmente con la formación de fisuras 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 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] [6] De esta manera, las zonas de rift establecidas pueden ser potencialmente características geológicas autosostenibles a lo largo de los flancos del respiradero volcánico determinado. La orientación de esta ruptura depende en gran medida de las tensiones gravitacionales y tectónicas en juego. [7] Los volcanes en escudo basáltico suelen presentar dos zonas de rift principales, situadas con ángulos de 120° entre sí en situaciones ideales. [1] [3] En los volcanes en escudo que se forman a partir del nivel del fondo marino sin respiraderos vecinos, la ruptura de los flancos se produce de manera más uniforme distribuida 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 cargados con varios planos de debilidad, la formación de zonas de rift se promulga de acuerdo con la fuerza de gravedad descendente.
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 horizontal central o cresta paralela a la orientación de las 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 de fisuras asociadas con zonas de rift pueden evolucionar hacia nuevos respiraderos 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. [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 cambia, lo que puede tener impactos profundos en el desarrollo estructural del edificio, [5] y al mismo tiempo crear potencialmente muchos peligros volcánicos , como tsunamis y cambios dramáticos en las direcciones de los flujos de lava, a 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 ruptura en la superficie, también se debería tener en cuenta 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). para representar la presencia de procesos similares a una zona de rift en la región dada. [2] Por lo tanto, se pueden identificar provisionalmente zonas de rift de diversas longitudes y anchos en muchos estratovolcanes y campos de lava monogenéticos , además de los clásicos volcanes en escudo hawaianos .
{{cite book}}: Mantenimiento CS1: varios nombres: lista de autores ( enlace )