Video Tsunami Thailandia (Koh Phi Phi) 2004
http://www.youtube.com/watch?v=Gbq412haY1c&feature=related
Video Tsunami 2004 adentrando en ciudad
http://www.youtube.com/watch?v=_1JljSNFdLU
Video Maremoto anual en China
http://www.youtube.com/watch?v=UcsEP_YIrOY&feature=related
Video Tsunami Chile 2010 - Desembocadura Río Maipo
http://www.youtube.com/watch?v=l9qpNw3kSk8&feature=related
Video Tsunami Chile 2010
http://www.youtube.com/watch?v=pocktO50PJo&feature=related
Video Tsunami Groenlandia 1995
http://www.youtube.com/watch?v=_2NvwlnKVtU&feature=fvw
Video Tsunami en Mar de Japón 1983
http://www.youtube.com/watch?v=b2m7dficJ3o&feature=related
Video Tsunami Islas Seychelles 2004
http://www.youtube.com/watch?v=E1iegdqOIRA&feature=related
Video Tsunami Islas Maldivas 2004
http://www.youtube.com/watch?v=7C_jn_YpT1Q&feature=related
Video Tsunami Thailandia (Koh Lanta) 2004
http://www.youtube.com/watch?v=0NfKZAiWRoE&feature=related
Video Tsunami India 2004
http://www.youtube.com/watch?v=INeIU2PUl1I&feature=related
Video Tsunami 2004
http://www.youtube.com/watch?v=RDOuwMj7Xzo&feature=related
Video Tsunami 26 de diciembre de 2004 en Penang, Malaysia
http://www.youtube.com/watch?v=_4AsEXqzOqE&feature=related
Video Tsunami 2004
http://www.youtube.com/watch?v=4bIFUosjKkY&feature=fvw
Video de Tsunami 26 de diciembre de 2004 en Thailandia y sureste asiático
http://www.youtube.com/watch?v=a-8_wEm7t8k&feature=related
Este video nos muestra las distintas especies marinas descubiertas a raíz del Tsunami de 2004
http://www.youtube.com/watch?v=vX90r12ANjY&feature=related
Surfeando en un Tsunami
http://www.youtube.com/watch?v=AlPqL7IUT6M
10 oct 2010
Tipos de Tsunamis (maremotos)
Crust tsunamis (maremoto de la corteza terrestre):
En español «maremoto de la corteza (terrestre)», hace referencia a las consecuencias que tendría el impacto de un meteorito gigantesco, del orden de centenares de kilómetros contra la superficie de la Tierra.
Por semejanza a los tsunamis convencionales en los que el agua del océano asciende formando una enorme ola, en un crust tsunami se elevaría la corteza terrestre, despegándose del manto.
Crust Tsunami (maremoto de la corteza terrestre)
Existen otros mecanismos generadores de maremotos menos corrientes que también pueden producirse por erupciones volcánicas, deslizamientos de tierra, meteoritos o explosiones submarinas. Estos fenómenos pueden producir olas enormes, mucho más altas que las de los maremotos corrientes. Se trata de los llamados megamaremotos, término que, si bien no es científico, puede usarse de forma poco rigurosa para referirse a los maremotos generados por causas no tectónicas.
Erupciones volcánicas:
la cantidad de energía que interviene. Está el terremoto del Océano Índico de 2004, con una energía desarrollada de unos 32.000 MT. Solo una pequeña fracción de ésta se traspasará al maremoto. Por el contrario, un ejemplo clásico de megamaremoto sería la explosión del volcán Krakatoa, cuya erupción generó una energía de 300 MT. Sin embargo, se midió una altitud en las olas de hasta 50 m, muy superior a la de las medidas por los maremotos del Océano Índico. La razón de estas diferencias estriba en varios factores. Por una parte, el mayor rendimiento en la generación de las olas por parte de este tipo de fenómenos, menos energéticos pero que transmiten gran parte de su energía al mar.
Un maremoto acercándose a la costa. Un declive menos acentuado hace que las olas de un maremoto pierdan fuerza y altura
En un seísmo (o sismo), la mayor parte de la energía se invierte en mover las placas. Pero, aun así, la energía de los maremotos tectónicos sigue siendo mucho mayor que la de los megamaremotos. Otra de las causas es el hecho de que un maremoto tectónico distribuye su energía a lo largo de una superficie de agua mucho mayor, mientras que los megamaremotos parten de un suceso muy puntual y localizado.
En muchos casos, los megamaremotos también sufren una mayor dispersión geométrica, debido justamente a la extrema localización del fenómeno. Además, suelen producirse en aguas relativamente poco profundas de la plataforma continental. El resultado es una ola con mucha energía en amplitud superficial, pero de poca profundidad y menor velocidad. Este tipo de fenómenos son increíblemente destructivos en las costas cercanas al desastre, pero se diluyen con rapidez. Esa disipación de la energía no sólo se da por una mayor dispersión geométrica, sino también porque no suelen ser olas profundas, lo cual conlleva turbulencias entre la parte que oscila y la que no. Eso comporta que su energía disminuya bastante durante el trayecto.
Caída de un meteorito en el océano:
Se producirían ondas curvas de gran amplitud inicial, bastante superficiales, que sí tendrían dispersión geométrica y disipación por turbulencia, por lo que, a grandes distancias, quizá los efectos no serían tan dañinos. Una vez más los efectos estarían localizados, sobre todo, en las zonas cercanas al impacto. El efecto es exactamente el mismo que el de lanzar una piedra a un estanque.
Evidentemente, si el meteorito fuera lo suficientemente grande, daría igual cuán alejado se encontrara el continente del impacto, pues las olas lo arrasarían de todas formas con una energía inimaginable. Maremotos apocalípticos de esa magnitud debieron producirse hace 65 millones de años cuando un meteorito cayó en la actual península de Yucatán. Este mecanismo generador es, sin duda, el más raro de todos; de hecho, no se tienen registros históricos de ninguna ola causada por un impacto.
Un declive con mayor profundidad hace a que las olas de un maremoto sean más altas y potencialmente destructivas
Deslizamientos de tierra:
Algunos geólogos especulan que un megamaremoto podría producirse en un futuro próximo (en términos geológicos) cuando se produzca un deslizamiento en el volcán de la parte inferior de la isla de La Palma, en las Islas Canarias (Cumbre Vieja). Sin embargo, aunque existe esa posibilidad (de hecho algunos valles de Canarias, como el de Güímar (Tenerife) o el del Golfo (El Hierro) se formaron por episodios geológicos de este tipo), no parece que eso pueda ocurrir a corto plazo, sino dentro de cientos o miles de años. Esta especulación ha causado una cierta polémica, siendo tema de discusión entre distintos geólogos.
Explosiones submarinas:
Las erupciones submarinas son más frecuentes que las de los volcanes que emiten en las tierras emergentes. Sin embargo, suelen pasar inadvertidas porque la presión elevada del agua en las zonas abisales provoca la disolución de los gases y detiene las proyecciones; así es como ningún signo de la erupción puede verse en la superficie del mar. Caso contrario es el de las erupciones en el fondo de los lagos, que es observable en la superficie.
En español «maremoto de la corteza (terrestre)», hace referencia a las consecuencias que tendría el impacto de un meteorito gigantesco, del orden de centenares de kilómetros contra la superficie de la Tierra.
Por semejanza a los tsunamis convencionales en los que el agua del océano asciende formando una enorme ola, en un crust tsunami se elevaría la corteza terrestre, despegándose del manto.
Crust Tsunami (maremoto de la corteza terrestre)
Existen otros mecanismos generadores de maremotos menos corrientes que también pueden producirse por erupciones volcánicas, deslizamientos de tierra, meteoritos o explosiones submarinas. Estos fenómenos pueden producir olas enormes, mucho más altas que las de los maremotos corrientes. Se trata de los llamados megamaremotos, término que, si bien no es científico, puede usarse de forma poco rigurosa para referirse a los maremotos generados por causas no tectónicas.
Erupciones volcánicas:
la cantidad de energía que interviene. Está el terremoto del Océano Índico de 2004, con una energía desarrollada de unos 32.000 MT. Solo una pequeña fracción de ésta se traspasará al maremoto. Por el contrario, un ejemplo clásico de megamaremoto sería la explosión del volcán Krakatoa, cuya erupción generó una energía de 300 MT. Sin embargo, se midió una altitud en las olas de hasta 50 m, muy superior a la de las medidas por los maremotos del Océano Índico. La razón de estas diferencias estriba en varios factores. Por una parte, el mayor rendimiento en la generación de las olas por parte de este tipo de fenómenos, menos energéticos pero que transmiten gran parte de su energía al mar.
Un maremoto acercándose a la costa. Un declive menos acentuado hace que las olas de un maremoto pierdan fuerza y altura
En un seísmo (o sismo), la mayor parte de la energía se invierte en mover las placas. Pero, aun así, la energía de los maremotos tectónicos sigue siendo mucho mayor que la de los megamaremotos. Otra de las causas es el hecho de que un maremoto tectónico distribuye su energía a lo largo de una superficie de agua mucho mayor, mientras que los megamaremotos parten de un suceso muy puntual y localizado.
En muchos casos, los megamaremotos también sufren una mayor dispersión geométrica, debido justamente a la extrema localización del fenómeno. Además, suelen producirse en aguas relativamente poco profundas de la plataforma continental. El resultado es una ola con mucha energía en amplitud superficial, pero de poca profundidad y menor velocidad. Este tipo de fenómenos son increíblemente destructivos en las costas cercanas al desastre, pero se diluyen con rapidez. Esa disipación de la energía no sólo se da por una mayor dispersión geométrica, sino también porque no suelen ser olas profundas, lo cual conlleva turbulencias entre la parte que oscila y la que no. Eso comporta que su energía disminuya bastante durante el trayecto.
Caída de un meteorito en el océano:
Se producirían ondas curvas de gran amplitud inicial, bastante superficiales, que sí tendrían dispersión geométrica y disipación por turbulencia, por lo que, a grandes distancias, quizá los efectos no serían tan dañinos. Una vez más los efectos estarían localizados, sobre todo, en las zonas cercanas al impacto. El efecto es exactamente el mismo que el de lanzar una piedra a un estanque.
Evidentemente, si el meteorito fuera lo suficientemente grande, daría igual cuán alejado se encontrara el continente del impacto, pues las olas lo arrasarían de todas formas con una energía inimaginable. Maremotos apocalípticos de esa magnitud debieron producirse hace 65 millones de años cuando un meteorito cayó en la actual península de Yucatán. Este mecanismo generador es, sin duda, el más raro de todos; de hecho, no se tienen registros históricos de ninguna ola causada por un impacto.
Un declive con mayor profundidad hace a que las olas de un maremoto sean más altas y potencialmente destructivas
Deslizamientos de tierra:
Algunos geólogos especulan que un megamaremoto podría producirse en un futuro próximo (en términos geológicos) cuando se produzca un deslizamiento en el volcán de la parte inferior de la isla de La Palma, en las Islas Canarias (Cumbre Vieja). Sin embargo, aunque existe esa posibilidad (de hecho algunos valles de Canarias, como el de Güímar (Tenerife) o el del Golfo (El Hierro) se formaron por episodios geológicos de este tipo), no parece que eso pueda ocurrir a corto plazo, sino dentro de cientos o miles de años. Esta especulación ha causado una cierta polémica, siendo tema de discusión entre distintos geólogos.
Explosiones submarinas:
Las erupciones submarinas son más frecuentes que las de los volcanes que emiten en las tierras emergentes. Sin embargo, suelen pasar inadvertidas porque la presión elevada del agua en las zonas abisales provoca la disolución de los gases y detiene las proyecciones; así es como ningún signo de la erupción puede verse en la superficie del mar. Caso contrario es el de las erupciones en el fondo de los lagos, que es observable en la superficie.
9 oct 2010
Tsunami: Definición
Definición:
Un tsunami (del japonés tsu: ‘puerto’ o ‘bahía’, y nami: ‘ola’; literalmente significa ‘ola de puerto’), en ocasiones denominado también maremoto es una ola o un grupo de olas de gran energía y tamaño que se producen cuando algún fenómeno extraordinario desplaza verticalmente una gran masa de agua. Se calcula que el 90% de estos fenómenos son provocados por terremotos, en cuyo caso reciben el nombre, más preciso, de «maremotos tectónicos».
Esquema de un Tsunami
La energía de un tsunami depende de su altura (amplitud de la onda) y de su velocidad. La energía total descargada sobre una zona costera también dependerá de la cantidad de picos que lleve el tren de ondas (en el maremoto del océano Índico de 2004 hubo 7 picos). Este tipo de olas remueven una cantidad de agua muy superior a las olas superficiales producidas por el viento.
Antes, el término tsunami también sirvió para referirse a las olas producidas por huracanes y temporales que, como los maremotos, podían entrar tierra adentro, pero éstas no dejaban de ser olas superficiales producidas por el viento, aunque se trata aquí de un viento excepcionalmente poderoso.
Tampoco se deben confundir con la ola producida por la marea conocida como macareo. Éste es un fenómeno regular y mucho más lento, aunque en algunos lugares estrechos y de fuerte desnivel pueden generarse fuertes corrientes.
La mayoría de los tsunamis son originados por terremotos de gran magnitud bajo la superficie acuática. Para que se origine un maremoto el fondo marino debe ser movido abruptamente en sentido vertical, de modo que una gran masa de agua del océano es impulsada fuera de su equilibrio normal. Cuando esta masa de agua trata de recuperar su equilibrio genera olas. El tamaño del tsunami estará determinado por la magnitud de la deformación vertical del fondo marino entre otros parámetros como la profundidad del lecho marino. No todos los terremotos bajo la superficie acuática generan maremotos, sino sólo aquellos de magnitud considerable con hipocentro en el punto de profundidad adecuado.
Un maremoto tectónico producido en un fondo oceánico de 5 km de profundidad removerá toda la columna de agua desde el fondo hasta la superficie. El desplazamiento vertical puede ser tan sólo de centímetros; pero, si se produce a la suficiente profundidad, la velocidad será muy alta y la energía transmitida a la onda será enorme. Aun así, en alta mar la ola pasa casi desapercibida, ya que queda camuflada entre las olas superficiales. Sin embargo, destacan en la quietud del fondo marino, el cual se agita en toda su profundidad.
La zona más afectada por este tipo de fenómenos es el Océano Pacífico, debido a que en él se encuentra la zona más activa del planeta, el cinturón de fuego. Por ello, es el único océano con un sistema de alertas verdaderamente eficaz.
Tsunami de Sumatra 2004
Un tsunami (del japonés tsu: ‘puerto’ o ‘bahía’, y nami: ‘ola’; literalmente significa ‘ola de puerto’), en ocasiones denominado también maremoto es una ola o un grupo de olas de gran energía y tamaño que se producen cuando algún fenómeno extraordinario desplaza verticalmente una gran masa de agua. Se calcula que el 90% de estos fenómenos son provocados por terremotos, en cuyo caso reciben el nombre, más preciso, de «maremotos tectónicos».
Esquema de un Tsunami
La energía de un tsunami depende de su altura (amplitud de la onda) y de su velocidad. La energía total descargada sobre una zona costera también dependerá de la cantidad de picos que lleve el tren de ondas (en el maremoto del océano Índico de 2004 hubo 7 picos). Este tipo de olas remueven una cantidad de agua muy superior a las olas superficiales producidas por el viento.
Antes, el término tsunami también sirvió para referirse a las olas producidas por huracanes y temporales que, como los maremotos, podían entrar tierra adentro, pero éstas no dejaban de ser olas superficiales producidas por el viento, aunque se trata aquí de un viento excepcionalmente poderoso.
Tampoco se deben confundir con la ola producida por la marea conocida como macareo. Éste es un fenómeno regular y mucho más lento, aunque en algunos lugares estrechos y de fuerte desnivel pueden generarse fuertes corrientes.
La mayoría de los tsunamis son originados por terremotos de gran magnitud bajo la superficie acuática. Para que se origine un maremoto el fondo marino debe ser movido abruptamente en sentido vertical, de modo que una gran masa de agua del océano es impulsada fuera de su equilibrio normal. Cuando esta masa de agua trata de recuperar su equilibrio genera olas. El tamaño del tsunami estará determinado por la magnitud de la deformación vertical del fondo marino entre otros parámetros como la profundidad del lecho marino. No todos los terremotos bajo la superficie acuática generan maremotos, sino sólo aquellos de magnitud considerable con hipocentro en el punto de profundidad adecuado.
Un maremoto tectónico producido en un fondo oceánico de 5 km de profundidad removerá toda la columna de agua desde el fondo hasta la superficie. El desplazamiento vertical puede ser tan sólo de centímetros; pero, si se produce a la suficiente profundidad, la velocidad será muy alta y la energía transmitida a la onda será enorme. Aun así, en alta mar la ola pasa casi desapercibida, ya que queda camuflada entre las olas superficiales. Sin embargo, destacan en la quietud del fondo marino, el cual se agita en toda su profundidad.
La zona más afectada por este tipo de fenómenos es el Océano Pacífico, debido a que en él se encuentra la zona más activa del planeta, el cinturón de fuego. Por ello, es el único océano con un sistema de alertas verdaderamente eficaz.
Tsunami de Sumatra 2004
3 oct 2010
Volcán Poás, Costa Rica
El Poás es un volcán basáltico compuesto que se levanta a 2.708 metros de altura. Desde 1989 ha incrementado notablemente la emisión de gases, ocasionando fenómenos de lluvia ácida que han dañado la flora en algunos sectores del parque y plantaciones agrícolas aledañas al área.
En la cúspide existen dos cráteres: El principal de 1,5 Km de diámetro y 300 m de profundidad, presenta en su fondo una laguna circular caliente de unos 350 mts de diámetro rica en azufre y ácidos y un cono de escorias o estructura dómica que se levanta a unos 40 mt sobre la laguna y que presenta fumarolas muy activas. El segundo cráter es asiento de la laguna Botos, de agua fría y de origen netamente pluvial, que desagüa hacia el Caribe por el Río Angel, afluente del Río Sarapiquí.
En la actualidad el volcán emite gran cantidad de gases y vapor de agua de las diferentes fumarolas que se localizan en el cono interior del cráter.
En 1989 la laguna del crater se fue secando gradualmente. Posteriormente los investigadores encontraron una pequeña laguna de sulfuro líquido de alrededor de 2 metros de diámetro. Esta es la primera observación de sulfuro líquido que se hace en la superficie de la tierra. El sulfuro viene probablemente de depósitos de fumarola removilizados. En la luna de Jupiter hay volcanes de sulfuro en actividad.
El término Poás puede derivarse del nombre latino "puas", debido a la presencia de algunas plantas con púas en la zona; ó a la existencia de un pueblo denominado "Púas" ubicado cerca del macizo.
Las erupciones del Poás se conocen al menos desde 1747, cuando el gobernador español Juan Gemir informó sobre su actividad. En su historial de erupciones donde sobresale la de 1910, que consistió en una inmensa nube de ceniza que se elevó hasta unos 8.000 metros. El último período eruptivo, con emisión de grandes nubes de ceniza y piedras incandescentes, acompañadas de ruidos subterráneos, ocurrió entre 1952 y 1954.
El Poás es un volcán activo de forma subcónica, la cima presenta depresiones limitadas por fallas, conos volcánicos y cráteres que son producto de la actividad reciente.
En la cúspide existen dos cráteres: El principal de 1,5 Km de diámetro y 300 m de profundidad, presenta en su fondo una laguna circular caliente de unos 350 mts de diámetro rica en azufre y ácidos y un cono de escorias o estructura dómica que se levanta a unos 40 mt sobre la laguna y que presenta fumarolas muy activas. El segundo cráter es asiento de la laguna Botos, de agua fría y de origen netamente pluvial, que desagüa hacia el Caribe por el Río Angel, afluente del Río Sarapiquí.
En la actualidad el volcán emite gran cantidad de gases y vapor de agua de las diferentes fumarolas que se localizan en el cono interior del cráter.
En 1989 la laguna del crater se fue secando gradualmente. Posteriormente los investigadores encontraron una pequeña laguna de sulfuro líquido de alrededor de 2 metros de diámetro. Esta es la primera observación de sulfuro líquido que se hace en la superficie de la tierra. El sulfuro viene probablemente de depósitos de fumarola removilizados. En la luna de Jupiter hay volcanes de sulfuro en actividad.
El término Poás puede derivarse del nombre latino "puas", debido a la presencia de algunas plantas con púas en la zona; ó a la existencia de un pueblo denominado "Púas" ubicado cerca del macizo.
Las erupciones del Poás se conocen al menos desde 1747, cuando el gobernador español Juan Gemir informó sobre su actividad. En su historial de erupciones donde sobresale la de 1910, que consistió en una inmensa nube de ceniza que se elevó hasta unos 8.000 metros. El último período eruptivo, con emisión de grandes nubes de ceniza y piedras incandescentes, acompañadas de ruidos subterráneos, ocurrió entre 1952 y 1954.
El Poás es un volcán activo de forma subcónica, la cima presenta depresiones limitadas por fallas, conos volcánicos y cráteres que son producto de la actividad reciente.
29 sept 2010
Volcán Vulcano - Islas Eolias, Italia
Vulcano (siciliano: Vurcanu) es un volcán en la isla homónima del mar Tirreno, que queda alrededor de 25 km al norte de Sicilia. Esta isla es la más meridional de las Eolias. Es uno de los cuatro volcanes activos no submarinos de Italia. Es un volcán del tipo estratovolcano.
El nombre romano de la isla Vulcano ha contribuido a la formación de la palabra volcán en la mayoría de las lenguas europeas modernas. La última gran erupción del volcán tuvo lugar en 1888.
Isla de Vulcano
La actividad volcánica de la región se debe, en gran parte, a la deriva hacia el norte de la placa africana en contacto con la placa euroasiática. En el extremo sur de la isla hay viejos conos estratovolcánicos: Areo (500 m), Saraceno (481 m) y Luccia (188 m), que se han derrumbado parcialmente en el Il Piano Caldera.
El centro que ha estado más activo recientemente es el Gran Cratere en la parte superior del cono la Fossa, habiendo crecido el cono en la Lentia Caldera en el medio de la isla, y ha tenido por lo menos siete grandes erupciones en los últimos seis mil años.
Cráter de Vulcano
En el norte de la isla está Vulcanello, de 123 metros de altura, y está conectada con el resto de la misma por un istmo que se inunda con mal tiempo. Surgió del mar durante una erupción en 183 a. C. como un islote separado. Ocasionales erupciones de sus tres conos tanto con depósitos de flujos piroclásticos como lava que se produjeron desde entonces hasta 1550, la última erupción creó un estrecho istmo que lo conecta con Vulcano.
Vulcano ha estado tranquilo desde el estallido del cono Fossa, el 3 de agosto de 1888 a 1890, que depositó alrededor de cinco metros de material piroclástico en la cumbre. El estilo de erupción visto en el cono Fossa se llama erupción vulcaniana, siendo la emisión explosiva de fragmentos piroclásticos de magmas viscosos causados por la alta viscosidad que impide que los gases escapen fácilmente. Esta erupción de Vulcano fue cuidadosamente documentado en su momento por Giuseppe Mercalli. Desde entonces, el volcán está activo y se lo vigila constantemente.
Activo, en años pasados su actividad aumentó en forma permanente. Si eso indica peligro de una erupción grande, no se sabe. Ya no se puede caminar por el borde del cráter porque hay una zona muy peligrosa con gases que cada vez cubre un terreno más grande. Hay hendiduras en donde se mueven los gases con sonido de agua corriente.
Las fumarolas situadas en varios lugares de la isla prueban que la actividad volcánica no está apagada. Emite particularmente sulfuro de hidrógeno, que forma cristales amarillos a la salida de las bocas.
Es posible hacer la ascensión de Vulcano, la ascensión directa dura una buena hora. Es posible rodear el cráter a pie pero el acceso a la zona de emisión de fumarolas está muy desaconsejada. Es posible también bajar al fondo del cráter.
Fumarolas del Vulcano
Al pie del volcán grandes pilones naturales permiten tomar baños de lodo sulfuroso. Se desaconseja estar demasiado tiempo en estos baños, porque el azufre puede tener influencias nefastas sobre la esterilidad y la fecundidad. No lejos del volcán se encuentra el llamado "Valle de los Monstruos", que son proyecciones muy viejas de bombas que formaron tortuosas siluetas naturales.
El nombre romano de la isla Vulcano ha contribuido a la formación de la palabra volcán en la mayoría de las lenguas europeas modernas. La última gran erupción del volcán tuvo lugar en 1888.
Isla de Vulcano
La actividad volcánica de la región se debe, en gran parte, a la deriva hacia el norte de la placa africana en contacto con la placa euroasiática. En el extremo sur de la isla hay viejos conos estratovolcánicos: Areo (500 m), Saraceno (481 m) y Luccia (188 m), que se han derrumbado parcialmente en el Il Piano Caldera.
El centro que ha estado más activo recientemente es el Gran Cratere en la parte superior del cono la Fossa, habiendo crecido el cono en la Lentia Caldera en el medio de la isla, y ha tenido por lo menos siete grandes erupciones en los últimos seis mil años.
Cráter de Vulcano
En el norte de la isla está Vulcanello, de 123 metros de altura, y está conectada con el resto de la misma por un istmo que se inunda con mal tiempo. Surgió del mar durante una erupción en 183 a. C. como un islote separado. Ocasionales erupciones de sus tres conos tanto con depósitos de flujos piroclásticos como lava que se produjeron desde entonces hasta 1550, la última erupción creó un estrecho istmo que lo conecta con Vulcano.
Vulcano ha estado tranquilo desde el estallido del cono Fossa, el 3 de agosto de 1888 a 1890, que depositó alrededor de cinco metros de material piroclástico en la cumbre. El estilo de erupción visto en el cono Fossa se llama erupción vulcaniana, siendo la emisión explosiva de fragmentos piroclásticos de magmas viscosos causados por la alta viscosidad que impide que los gases escapen fácilmente. Esta erupción de Vulcano fue cuidadosamente documentado en su momento por Giuseppe Mercalli. Desde entonces, el volcán está activo y se lo vigila constantemente.
Activo, en años pasados su actividad aumentó en forma permanente. Si eso indica peligro de una erupción grande, no se sabe. Ya no se puede caminar por el borde del cráter porque hay una zona muy peligrosa con gases que cada vez cubre un terreno más grande. Hay hendiduras en donde se mueven los gases con sonido de agua corriente.
Las fumarolas situadas en varios lugares de la isla prueban que la actividad volcánica no está apagada. Emite particularmente sulfuro de hidrógeno, que forma cristales amarillos a la salida de las bocas.
Es posible hacer la ascensión de Vulcano, la ascensión directa dura una buena hora. Es posible rodear el cráter a pie pero el acceso a la zona de emisión de fumarolas está muy desaconsejada. Es posible también bajar al fondo del cráter.
Fumarolas del Vulcano
Al pie del volcán grandes pilones naturales permiten tomar baños de lodo sulfuroso. Se desaconseja estar demasiado tiempo en estos baños, porque el azufre puede tener influencias nefastas sobre la esterilidad y la fecundidad. No lejos del volcán se encuentra el llamado "Valle de los Monstruos", que son proyecciones muy viejas de bombas que formaron tortuosas siluetas naturales.
22 sept 2010
Imagenes y videos de terremotos en el mundo
Terremoto de Valdivia 1960, Chile
Terremoto de Chile 2010
Terremoto de Haití 2010
Terremoto de Lisboa 1755, Portugal
Terremoto de Kobe 1995, Japón
Terremoto de Indonesia 2004
Terremoto de Alaska 1964
Terremoto de Chile 2010
Terremoto de San Francisco 1906
Video terremoto de Kobe en 1995, Japón:
http://www.youtube.com/watch?v=IVxEeS8-5rM
Video terremoto Chile 2010:
http://www.youtube.com/watch?v=Q4ZSwxLdz2U
Video terremoto Chile 2010:
http://www.youtube.com/watch?v=0Uvh9ZCelW8
Video terremoto Haití 2010:
http://www.youtube.com/watch?v=8zEXNyUwmzw
21 sept 2010
15 sept 2010
Propagación y Escalas de Magnitudes e Intensidades de los terremotos
PROPAGACIÓN:
El movimiento sísmico se propaga mediante ondas elásticas (similares al sonido), a partir del hipocentro. Las ondas sísmicas se presentan en tres tipos principales:
- Ondas longitudinales, primarias o P: tipo de ondas de cuerpo que se propagan a una velocidad de entre 8 y 13 km/s y en el mismo sentido que la vibración de las partículas. Circulan por el interior de la Tierra, atravesando tanto líquidos como sólidos. Son las primeras que registran los aparatos de medida o sismógrafos, de ahí su nombre "P".
- Ondas transversales, secundarias o S: son ondas de cuerpo más lentas que las anteriores (entre 4 y 8 km/s) y se propagan perpendicularmente en el sentido de vibración de las partículas. Atraviesan únicamente los sólidos y se registran en segundo lugar en los aparatos de medida.
- Ondas superficiales: son las más lentas de todas (3,5 km/s) y son producto de la interacción entre las ondas P y S a lo largo de la superficie de la Tierra. Son las que producen más daños. Se propagan a partir del epicentro y son similares a las ondas que se forman sobre la superficie del mar. Este tipo de ondas son las que se registran en último lugar en los sismógrafos.
Daños producidos por el terremoto de 1906 en San Francisco, Estados Unidos
ESCALAS DE MAGNITUDES E INTENSIDADES:
- La Escala sismológica de Richter, también conocida como escala de magnitud local (ML), es una escala logarítmica arbitraria que asigna un número para cuantificar el efecto de un terremoto.
- La Escala sismológica de magnitud de momento es una escala logarítmica usada para medir y comparar seísmos. Está basada en la medición de la energía total que se libera en un terremoto. Fue introducida en 1979 por Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori como la sucesora de la escala de Richter.
- La Escala sismológica de Mercalli es una escala de 12 puntos desarrollada para evaluar la intensidad de los terremotos a través de los efectos y daños causados a distintas estructuras. Debe su nombre al físico italiano Giuseppe Mercalli.
- La Escala Medvedev-Sponheuer-Karnik, también conocida como escala MSK o MSK-64, es una escala de intensidad macrosísmica usada para evaluar la fuerza de los movimientos de tierra basándose en los efectos destructivos en las construcciones humanas y en el cambio de aspecto del terreno, así como en el grado de afectación entre la población. Tiene doce grados de intensidad, siendo el más bajo el número uno, y expresados en números romanos para evitar el uso de decimales.
Daños producidos por el terremoto del año 1960 en Valdivia, Chile. Es el sismo más fuerte registrado en la historia de la humanidad, con 9,5 grados en la escala de Richter
El movimiento sísmico se propaga mediante ondas elásticas (similares al sonido), a partir del hipocentro. Las ondas sísmicas se presentan en tres tipos principales:
- Ondas longitudinales, primarias o P: tipo de ondas de cuerpo que se propagan a una velocidad de entre 8 y 13 km/s y en el mismo sentido que la vibración de las partículas. Circulan por el interior de la Tierra, atravesando tanto líquidos como sólidos. Son las primeras que registran los aparatos de medida o sismógrafos, de ahí su nombre "P".
- Ondas transversales, secundarias o S: son ondas de cuerpo más lentas que las anteriores (entre 4 y 8 km/s) y se propagan perpendicularmente en el sentido de vibración de las partículas. Atraviesan únicamente los sólidos y se registran en segundo lugar en los aparatos de medida.
- Ondas superficiales: son las más lentas de todas (3,5 km/s) y son producto de la interacción entre las ondas P y S a lo largo de la superficie de la Tierra. Son las que producen más daños. Se propagan a partir del epicentro y son similares a las ondas que se forman sobre la superficie del mar. Este tipo de ondas son las que se registran en último lugar en los sismógrafos.
Daños producidos por el terremoto de 1906 en San Francisco, Estados Unidos
ESCALAS DE MAGNITUDES E INTENSIDADES:
- La Escala sismológica de Richter, también conocida como escala de magnitud local (ML), es una escala logarítmica arbitraria que asigna un número para cuantificar el efecto de un terremoto.
- La Escala sismológica de magnitud de momento es una escala logarítmica usada para medir y comparar seísmos. Está basada en la medición de la energía total que se libera en un terremoto. Fue introducida en 1979 por Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori como la sucesora de la escala de Richter.
- La Escala sismológica de Mercalli es una escala de 12 puntos desarrollada para evaluar la intensidad de los terremotos a través de los efectos y daños causados a distintas estructuras. Debe su nombre al físico italiano Giuseppe Mercalli.
- La Escala Medvedev-Sponheuer-Karnik, también conocida como escala MSK o MSK-64, es una escala de intensidad macrosísmica usada para evaluar la fuerza de los movimientos de tierra basándose en los efectos destructivos en las construcciones humanas y en el cambio de aspecto del terreno, así como en el grado de afectación entre la población. Tiene doce grados de intensidad, siendo el más bajo el número uno, y expresados en números romanos para evitar el uso de decimales.
Daños producidos por el terremoto del año 1960 en Valdivia, Chile. Es el sismo más fuerte registrado en la historia de la humanidad, con 9,5 grados en la escala de Richter
14 sept 2010
Límites de placa
Las placas limitan entre sí por tres tipos de situaciones:
1. Límites divergentes: corresponden al medio oceánico que se extiende, de manera discontinua, a lo largo del eje de las dorsales. Estas dorsales tienen una longitud de unos 65000 Km. La parte central de la dorsal está constituido por un amplio surco denominado rift-valley, por el que asciende magma desde el manto y provoca una actividad volcánica lenta pero constante.
Límite divergente
2. Límites convergentes o destructivos: allí donde dos placas se encuentran. Hay dos casos muy distintos:
- Subducción: una de las placas se dobla, con un ángulo pequeño, hacia el interior de la Tierra, introduciéndose por debajo de la otra. El límite viene marcado por la presencia de una fosa oceánica o fosa abisal, una estrecha zanja cada uno de cuyos flancos pertenece a una placa distinta. Hay dos casos que difieren por la naturaleza de la litosfera en la placa que recibe la subducción: puede ser de tipo continental, como ocurre en la subducción de la placa de Nazca bajo los Andes; o puede ser litosfera oceánica, en cuyo caso se desarrollan allí edificios volcánicos que forman un arco de islas. Las fosas oceánicas, y los límites que marca, tienen una forma curva, con una gran amplitud según corresponde a la sección de un plano inclinado, el plano de subducción, con la superficie.
- Colisión: se originan cuando la convergencia facilitada por la subducción provoca la aproximación de dos masas continentales. Al final las dos masas chocan, levantándose un orógeno de colisión, con los materiales continentales de la placa que subducía tendiendo a ascender sobre la otra placa. Las mayores cordilleras, como el Himalaya o los Alpes se forman así.
La placa oceánica se hunde por debajo de la placa continental
3. Límites de fricción: es como llamamos a la situación en que dos placas aparecen separadas por un tramo de falla transformante. Las fallas transformantes quiebran transversalmente las dorsales, permitiéndoles desarrollar un trazado sinuoso a pesar de que su estructura interna exige que sean rectas. Topográficamente las fallas transformantes aparecen como estrechos valles rectos asimétricos en el fondo oceánico. Sólo una parte del medio de cada falla es propiamente límite entre placas, proyectándose los dos extremos cada uno dentro de una placa.
La falla de San Andrés en California es un ejemplo de un límite continental transformante. Terremotos frecuentes y poco profundos ocurren (como los famosos terremotos de San Francisco en 1906 y 1989), pero hay poco volcanismo asociado o relieve topográfico. La Falla Alpina de Nueva Zelanda es muy similar. La mayoría de los límites transformantes ocurren no en el interior sino en los segmentos cortos, al borde de las cordilleras oceánicas centrales.
Límites placas tectónicas
1. Límites divergentes: corresponden al medio oceánico que se extiende, de manera discontinua, a lo largo del eje de las dorsales. Estas dorsales tienen una longitud de unos 65000 Km. La parte central de la dorsal está constituido por un amplio surco denominado rift-valley, por el que asciende magma desde el manto y provoca una actividad volcánica lenta pero constante.
Límite divergente
2. Límites convergentes o destructivos: allí donde dos placas se encuentran. Hay dos casos muy distintos:
- Subducción: una de las placas se dobla, con un ángulo pequeño, hacia el interior de la Tierra, introduciéndose por debajo de la otra. El límite viene marcado por la presencia de una fosa oceánica o fosa abisal, una estrecha zanja cada uno de cuyos flancos pertenece a una placa distinta. Hay dos casos que difieren por la naturaleza de la litosfera en la placa que recibe la subducción: puede ser de tipo continental, como ocurre en la subducción de la placa de Nazca bajo los Andes; o puede ser litosfera oceánica, en cuyo caso se desarrollan allí edificios volcánicos que forman un arco de islas. Las fosas oceánicas, y los límites que marca, tienen una forma curva, con una gran amplitud según corresponde a la sección de un plano inclinado, el plano de subducción, con la superficie.
- Colisión: se originan cuando la convergencia facilitada por la subducción provoca la aproximación de dos masas continentales. Al final las dos masas chocan, levantándose un orógeno de colisión, con los materiales continentales de la placa que subducía tendiendo a ascender sobre la otra placa. Las mayores cordilleras, como el Himalaya o los Alpes se forman así.
La placa oceánica se hunde por debajo de la placa continental
3. Límites de fricción: es como llamamos a la situación en que dos placas aparecen separadas por un tramo de falla transformante. Las fallas transformantes quiebran transversalmente las dorsales, permitiéndoles desarrollar un trazado sinuoso a pesar de que su estructura interna exige que sean rectas. Topográficamente las fallas transformantes aparecen como estrechos valles rectos asimétricos en el fondo oceánico. Sólo una parte del medio de cada falla es propiamente límite entre placas, proyectándose los dos extremos cada uno dentro de una placa.
La falla de San Andrés en California es un ejemplo de un límite continental transformante. Terremotos frecuentes y poco profundos ocurren (como los famosos terremotos de San Francisco en 1906 y 1989), pero hay poco volcanismo asociado o relieve topográfico. La Falla Alpina de Nueva Zelanda es muy similar. La mayoría de los límites transformantes ocurren no en el interior sino en los segmentos cortos, al borde de las cordilleras oceánicas centrales.
Límites placas tectónicas
Terremoto: Definición
Un terremoto, también llamado seísmo o sismo (del griego "σεισμός", temblor) o temblor de tierra, es una sacudida del terreno que se produce debido al choque de las placas tectónicas y a la liberación de energía en el curso de una reorganización brusca de materiales de la corteza terrestre al superar el estado de equilibrio mecánico. Los más importantes y frecuentes se producen cuando se libera energía potencial elástica acumulada en la deformación gradual de las rocas contiguas al plano de una falla activa, pero también pueden ocurrir por otras causas, por ejemplo en torno a procesos volcánicos, por hundimiento de cavidades cársticas o por movimientos de ladera.
Vista aérea de Puerto Príncipe. La ciudad quedó destruida tras el terremoto de Haití en 2010
Tipos de placas:
Las placas tectónicas o litosféricas son esencialmente de dos tipos, en función de la clase de corteza que forma su superficie. Hay dos clases de corteza: la oceánica y la continental.
- Placas oceánicas: son placas cubiertas íntegramente por corteza oceánica, delgada y de composición básica. Aparecerán sumergidas en toda su extensión, salvo por la presencia de edificios volcánicos intraplaca, de los que más altos aparecen emergidos, o por arcos de islas en alguno de sus bordes. Los ejemplos más notables se encuentran en el Pacífico: la placa Pacífica, la placa del nazi , la placa de Copos y la placa Flipina.
- Placas mixtas: son placas cubiertas en parte por corteza continental y en parte por corteza oceánica. La mayoría de las placas tienen este carácter. Para que una placa fuera íntegramente continental tendría que carecer de bordes de tipo divergente (dorsales) en su contorno. En teoría esto es posible en fases de convergencia y colisión de fragmentos continentales, y de hecho pueden interpretarse así algunas subplacas de las que forman los continentes. Valen como ejemplos de placas mixtas la placa donde Suda americana o la placa Euroasiática.
Placas tectónicas del mundo
Vista aérea de Puerto Príncipe. La ciudad quedó destruida tras el terremoto de Haití en 2010
Tipos de placas:
Las placas tectónicas o litosféricas son esencialmente de dos tipos, en función de la clase de corteza que forma su superficie. Hay dos clases de corteza: la oceánica y la continental.
- Placas oceánicas: son placas cubiertas íntegramente por corteza oceánica, delgada y de composición básica. Aparecerán sumergidas en toda su extensión, salvo por la presencia de edificios volcánicos intraplaca, de los que más altos aparecen emergidos, o por arcos de islas en alguno de sus bordes. Los ejemplos más notables se encuentran en el Pacífico: la placa Pacífica, la placa del nazi , la placa de Copos y la placa Flipina.
- Placas mixtas: son placas cubiertas en parte por corteza continental y en parte por corteza oceánica. La mayoría de las placas tienen este carácter. Para que una placa fuera íntegramente continental tendría que carecer de bordes de tipo divergente (dorsales) en su contorno. En teoría esto es posible en fases de convergencia y colisión de fragmentos continentales, y de hecho pueden interpretarse así algunas subplacas de las que forman los continentes. Valen como ejemplos de placas mixtas la placa donde Suda americana o la placa Euroasiática.
Placas tectónicas del mundo
7 sept 2010
Volcán Sinabung, Sumatra (Indonesia)
El monte Sinabung (en indonesio: Gunung Sinabung) es un estratovolcán de 2.460 msnm formado en el Pleistoceno y situado al norte de la isla de Sumatra (Indonesia), en un área fundamentalmente agrícola. Se encuentra muy cerca de otro volcán, el Sibayak y a 27 km de Brastaggi. Su última erupción fue en agosto de 2010, después de 400 años en calma.
El volcán Sinabung lanzando lava en la erupción del 29 de agosto de 2010
El volcán se encuentra en el Arco de Sonda, una cadena volcánica que une el Cinturón Alpide con el Cinturón de Fuego del Pacífico. Tiene cuatro cráteres que se caracterizan por componerse de andesita y dacita, de los que sólo uno está activo.
Erupción de agosto del 2010:
El Sinabung entró en erupción el 29 de agosto de 2010, apenas pasada la medianoche. La última fumarola registrada hasta la fecha había acontecido en 1912. En su primera erupción desde 1600, expulsó una nube de humo y ceniza que alcanzó los 1.500 metros de altura sobre su cima. No hubo informes de víctimas ni se interrumpió el tráfico aéreo. Se evacuaron a cerca de 12.000 personas.
1ª erupción del volcán Sinabung, Sumatra (Indonesia), 29 de agosto de 2010
Antes de la erupción había pasado varios días rugiendo y comenzado a expulsar lava, según informó el Centro de Vulcanología de Indonesia. Desde la erupción de la madrugada la actividad del volcán comenzó a decrecer.
Volvió a entrar en eurupción el 30 de agosto de madrugada.
2ª erupción del volcán Sinabung, Sumatra (Indonesia), 30 de agosto de 2010
El Monte Sinabung estaba clasificado como un volcán activo en categoría B, lo cual implica que no requería de una vigilancia intensiva, a diferencia de otros volcanes activos indonesios de la categoría A, que deben ser vigilados con frecuencia.
http://www.youtube.com/watch?v=5K8uTosTZ4Y&feature=related
http://www.youtube.com/watch?v=8Tb22b8E6Hs&feature=related
El volcán Sinabung lanzando lava en la erupción del 29 de agosto de 2010
El volcán se encuentra en el Arco de Sonda, una cadena volcánica que une el Cinturón Alpide con el Cinturón de Fuego del Pacífico. Tiene cuatro cráteres que se caracterizan por componerse de andesita y dacita, de los que sólo uno está activo.
Erupción de agosto del 2010:
El Sinabung entró en erupción el 29 de agosto de 2010, apenas pasada la medianoche. La última fumarola registrada hasta la fecha había acontecido en 1912. En su primera erupción desde 1600, expulsó una nube de humo y ceniza que alcanzó los 1.500 metros de altura sobre su cima. No hubo informes de víctimas ni se interrumpió el tráfico aéreo. Se evacuaron a cerca de 12.000 personas.
1ª erupción del volcán Sinabung, Sumatra (Indonesia), 29 de agosto de 2010
Antes de la erupción había pasado varios días rugiendo y comenzado a expulsar lava, según informó el Centro de Vulcanología de Indonesia. Desde la erupción de la madrugada la actividad del volcán comenzó a decrecer.
Volvió a entrar en eurupción el 30 de agosto de madrugada.
2ª erupción del volcán Sinabung, Sumatra (Indonesia), 30 de agosto de 2010
El Monte Sinabung estaba clasificado como un volcán activo en categoría B, lo cual implica que no requería de una vigilancia intensiva, a diferencia de otros volcanes activos indonesios de la categoría A, que deben ser vigilados con frecuencia.
http://www.youtube.com/watch?v=5K8uTosTZ4Y&feature=related
http://www.youtube.com/watch?v=8Tb22b8E6Hs&feature=related
3 sept 2010
Volcán Hekla, Islandia
El Hekla es un estratovolcán situado al sur de Islandia, con una altura de 1.491 metros, siendo el más activo de la isla. Desde el año 874 se han sucedido 20 erupciones. En la Edad Media, se consideraba que el Hekla era una de las puertas al infierno y se le llamaba "la prisión de Judas".
El Hekla forma parte de una cadena volcánica de 40 kilómetros de largo. Sin embargo, la zona más activa de esta cadena, una fisura de unos 5,5 km de tamaño conocida como Heklugjá, es lo que considera el volcán Hekla propiamente dicho.
Al comienzo de su erupción en marzo de 1947 la columna de fuego y cenizas ascendió a 30.000 metros y hubo nuevas erupciones en mayo de 1970, agosto de 1980, abril de 1981, enero de 1991 y febrero de 2000.
El 19 de abril de 2010 corrió el rumor de que había entrado en erupción, pero fue posteriormente desmentido.
La forma del Hekla es la de un estratovolcán alargado con forma de un bote invertido. A diferencia de la mayoría de los estatovolcanes, el Hekla no tiene un único cráter, y erupciona a través de una fisura que transcurre a lo largo de su cresta o "quilla". Uno de los pocos volcanes de formas semejantes en el mundo es el Callaqui en los Andes del centro-sur de Chile.
El Hekla forma parte de una cadena volcánica de 40 kilómetros de largo. Sin embargo, la zona más activa de esta cadena, una fisura de unos 5,5 km de tamaño conocida como Heklugjá, es lo que considera el volcán Hekla propiamente dicho.
Al comienzo de su erupción en marzo de 1947 la columna de fuego y cenizas ascendió a 30.000 metros y hubo nuevas erupciones en mayo de 1970, agosto de 1980, abril de 1981, enero de 1991 y febrero de 2000.
El 19 de abril de 2010 corrió el rumor de que había entrado en erupción, pero fue posteriormente desmentido.
La forma del Hekla es la de un estratovolcán alargado con forma de un bote invertido. A diferencia de la mayoría de los estatovolcanes, el Hekla no tiene un único cráter, y erupciona a través de una fisura que transcurre a lo largo de su cresta o "quilla". Uno de los pocos volcanes de formas semejantes en el mundo es el Callaqui en los Andes del centro-sur de Chile.
1 sept 2010
Volcán de Fuego, Guatemala
El volcán de Fuego es un estratovolcán situado entre los departamentos de Sacatepéquez, Escuintla y Chimaltenango, al centro-sur de Guatemala.
El volcán de Fuego es uno de los más impresionantes de Centroamérica. Sus erupciones son violentas, y probablemente es el volcán más activo desde la Conquista, a tal extremo que se afirma que el conquistador Pedro de Alvarado pudo verlo en erupción en el año de 1524, según el mismo lo reportó en epístolas. Su nombre indígena es "Chi'gag", que se traduciría del idioma cakchiquel al español como "donde está el fuego".
Erupción del volcán de Fuego (octubre de 1974).
El Volcán de Fuego tiene una altura de 3763 msnm. Prácticamente se encuentra descubierto de vegetación más arriba de los 1300 metros, donde básicamente sólo puede encontrarse lava. El volcán de Fuego tiene la forma de un cono que se alarga considerablemente hacia el sur, formando el pie de monte hacia la costa sur. Debajo de él se constituye una meseta orográfica de múltiples caractéristicas geológicas.
Es uno de los volcanes más activos de Guatemala y además, de Centroamérica. Impresionante por sus erupciones que se han registrado desde 1524, la última erupción data de 2010. Esta situación mantiene en constante alerta a las comunidades que viven en sus faldas, como San Pedro Yepocapa. Del volcán nacen varias fuentes hidrícas, que se convierten en ríos descendientes hacia la costa sur, en un área de riqueza mineral, óptima para la agricultura.
Durante el 1 y 6 de julio de 2004, explosiones pequeñas en el Volcán de Fuego produjeron columnas de humo de alrededor de 1km sobre el volcán. Las avalanchas incandescentes de material volcánico viajaron bajo los barrancos que flanquean el volcán. Ha hecho erupción más de 60 veces (desde 1524), y el último reporte de erupción fue el 22 de abril de 2004. Forma una triada de colosos con los volcanes de Agua y Acatenango, próximos a su base.
El volcán de Fuego es uno de los más impresionantes de Centroamérica. Sus erupciones son violentas, y probablemente es el volcán más activo desde la Conquista, a tal extremo que se afirma que el conquistador Pedro de Alvarado pudo verlo en erupción en el año de 1524, según el mismo lo reportó en epístolas. Su nombre indígena es "Chi'gag", que se traduciría del idioma cakchiquel al español como "donde está el fuego".
Erupción del volcán de Fuego (octubre de 1974).
El Volcán de Fuego tiene una altura de 3763 msnm. Prácticamente se encuentra descubierto de vegetación más arriba de los 1300 metros, donde básicamente sólo puede encontrarse lava. El volcán de Fuego tiene la forma de un cono que se alarga considerablemente hacia el sur, formando el pie de monte hacia la costa sur. Debajo de él se constituye una meseta orográfica de múltiples caractéristicas geológicas.
Es uno de los volcanes más activos de Guatemala y además, de Centroamérica. Impresionante por sus erupciones que se han registrado desde 1524, la última erupción data de 2010. Esta situación mantiene en constante alerta a las comunidades que viven en sus faldas, como San Pedro Yepocapa. Del volcán nacen varias fuentes hidrícas, que se convierten en ríos descendientes hacia la costa sur, en un área de riqueza mineral, óptima para la agricultura.
Durante el 1 y 6 de julio de 2004, explosiones pequeñas en el Volcán de Fuego produjeron columnas de humo de alrededor de 1km sobre el volcán. Las avalanchas incandescentes de material volcánico viajaron bajo los barrancos que flanquean el volcán. Ha hecho erupción más de 60 veces (desde 1524), y el último reporte de erupción fue el 22 de abril de 2004. Forma una triada de colosos con los volcanes de Agua y Acatenango, próximos a su base.
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