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El Monte Longonot es un estratovolcán ubicado al sureste del lago Naivasha en el Gran Valle del Rift de Kenia, África. Su nombre se deriva de la palabra Maasai Oloonong’ot, que significa «montañas de muchos espolones» o «crestas empinadas». El Monte Longonot está protegido por el Servicio de Vida Silvestre de Kenia como parte del Parque Nacional Monte Longonot. Un sendero de 3,1 km corre desde la entrada del parque hasta el borde del cráter, y continúa en un circuito de 7,2 km que rodea el cráter. Longonot se encuentra entre el campo de domo de riolita de Olkaria, a 20 km al noroeste y Suswa, dominado por la fonolita, a 30 km al sur. Longonot es un estratovolcán que contiene una gran caldera de 8 x 12 km formada por vastas erupciones de lava traquítica hace unos 21.000 años. El cono de cumbre actual se desarrolló dentro de la caldera anterior. Este cono en sí está coronado por un cráter de 1,8 km. La montaña tiene varios conos parásitos y erupciones de lava efusivas que ocurrieron en los flancos y dentro del piso de la caldera. Un cono satélite bien conservado se encuentra en el flanco noreste. Los flujos de lava de aspecto juvenil se produjeron en el flanco suroeste. La actividad geodésica periódica registrada en Longonot en 2004-2006 demostró la presencia de sistemas magmáticos activos debajo del volcán. 

Erupciones y acontecimientos relevantes:

• 21.000 años atrás aprox. Formación de la caldera antigua del volcán Longonot. Un volcán compuesto temprano fue formado con un diámetro de 30 km. La formación de caldera (de hasta 12 km de diámetro) fue seguida en las últimas etapas por flujos piroclásticos, oleadas de bases y erupciones de cenizas. Los depósitos de las erupciones casi llenaron la caldera. Los flujos de lava hicieron erupción en las laderas del norte, seguido por el colapso asimétrico de la región de la cumbre para formar un cráter de hoyo circular de 1,8 km de diámetro.

• 7.200 a. C. ± 100 Erupción. Las lavas posteriores a la caldera se encuentran en el suelo de la caldera y en los flancos del volcán, lo que marca una etapa tardía de erupciones efusivas.

• 1.330 a. C. ± 100 Erupción.

• 1863 ± 5 Erupción. La tradición masai registra un flujo de lava en el flanco norte durante el siglo XIX.

A mediados del siglo XX, se reportaron 30 fumarolas en el volcán.

En mayo de 2012 surgieron rumores de que Longonot estaba listo para estallar. Las historias de los periódicos locales citaban a los residentes que señalaban una abertura de zanja de 5 km de largo y 7,5 metros de profundidad en el flanco del volcán. Un geólogo de la Universidad de Nairobi recomendó a los residentes evacuar en un radio de 20 km. Los residentes notaron que la tierra se hundía y hacía ruidos como una explosión. El agua comenzó a llenar la fisura que, según los informes, cortó una casa en dos. Un informe posterior dijo que la fisura pudo haber sido causada por fuertes lluvias. Los geólogos más tarde visitaron el Parque Nacional de Longonot y declararon que el temor a una erupción fue una falsa alarma.

Secuencia de terremotos cerca del volcán Longonot a partir de junio de 2012:

Fuente de extracción de datos: Volcano Discovery. Última actualización: 05/05/2018.

El volcán Tacaná es el segundo pico más alto de América Central a 4.060 metros, ubicado en la Sierra Madre de Chiapas, en el norte de Guatemala y el sur de México. El volcán también es conocido en México como Volcán Tacina. El volcán está ubicado dentro del municipio Tacaná del Departamento de San Marcos en Guatemala; y dentro de los municipios de Cacahoatán y Unión Juárez del estado de Chiapas en México. Tacaná es el primero de cientos de volcanes en una fila de 1.500 km, dispuestos en noroeste a sureste, paralelos a la costa del Océano Pacífico de América Central, conocido como el Arco Volcánico de América Central, formado por una zona de subducción activa a lo largo del límite occidental de la placa del Caribe. El valle agrícola en sus estribaciones nor-noreste está cubierto con espesos depósitos de lahares. Desde sus cabeceras en Guatemala, el valle drena a través de México hasta el Océano Pacífico. En consecuencia, los flujos de lodo de futuras erupciones podrían ser peligrosos para quienes se encuentran en su camino en ambos países. Tacaná es un estratovolcán rodeado por un terreno plutónico y metamórfico profundamente disecado. Tiene una caldera de 9 km de ancho, con su cumbre alargada dominada por varias cúpulas de lava y tres grandes calderas cortadas al sur. La cima principal consiste en una cúpula andesítica de 80 metos de altura, ubicada dentro de un cráter erosionado de 600 metros de ancho. El vulcanismo ha migrado hacia el suroeste, y una pequeña cúpula de lava adventicia se encuentra en el cráter del volcán más joven, San Antonio, en el flanco suroeste superior. Los complejos viscosos de flujo de lava se encuentran en los flancos norte y sur. Erupciones freáticas leves en Tacaná tuvieron lugar en tiempos históricos. El volcán Tacaná tiene un sistema volcánico-hidrotermal activo con actividad fumarólica (89°C) a 3.600 metros de altitud, y manantiales termales en la base del volcán (1.500-2.000 metros de altitud). La actividad de fumarolas se localiza en dos cráteres de explosión de 15 metros de diámetro. La cúpula de la cumbre no contiene fumarolas.

Erupciones y acontecimientos relevantes:

• 38.000 – 16.000 años atrás aprox. El Complejo Volcánico de Tacaná comenzó su formación durante el Pleistoceno tardío, anidado en la Caldera de San Rafael preexistente. El Complejo Volcánico de Tacaná se formó a través del emplazamiento de cuatro centros volcánicos. El primero, el volcán Chichuj, estaba formado por flujos de lava andesíticos y depósitos piroclásticos, después de lo cual fue destruido por el colapso del edificio. El segundo, el volcán Tacaná, se formó a través de la emisión de flujos de lava basáltica-andesítica, así como cúpulas andesíticas y dacíticas que produjeron grandes flujos de bloques y cenizas hace aproximadamente 38.000, 28.000 y 16.000 años atrás. La estructura del Plan de las Ardillas (el tercer centro volcánico) consiste en una cúpula andesítica con dos flujos de lava emplazados en la ladera alta del Tacaná hace unos 30.000 años atrás. Finalmente, el centro volcánico de San Antonio se construyó a través de la emisión de flujos de lava, cúpulas andesíticas y dacíticas.

• 9.450 a. C. ± 150 Erupción.

• 5.940 a. C. ± 500 Erupción.

• 5.720 a. C. ± 200 Erupción.

• 4.740 a. C. ± 200 Erupción.

• 1.080 a. C. ± 150 Erupción.

• 70 ± 100 Erupción. El centro volcánico de San Antonio fue destruido por una erupción pliniana hace unos 1.950 años atrás, la cual produjo un depósito de flujo de bloque y ceniza. Esta fue la actividad explosiva más poderosa conocida en Tacaná.

• 1030 ± 40 Erupción. Erupción freática.

• 1855 Posible erupción.

• 1878 Erupción. Erupción freática.

• 1949-50 Erupciones. Erupción freática.

• 1986 Erupción. En mayo de 1986, un enjambre sísmico fue seguido por una pequeña explosión freática a una altura de 3.600 metros en el flanco noroeste del volcán. Esta erupción reactivó la actividad fumarólica en Tacaná.

A principios de julio de 2014 varios terremotos poco profundos ocurrieron bajo el volcán. El más grande fue un evento de magnitud 4.0 a 5 km de profundidad bajo el flanco oriental. No hubo informes de actividad inusual en el volcán.

Secuencia de terremotos cerca del volcán Tacaná a partir de junio de 2012:

Fuente de extracción de datos: Volcano Discovery. Última actualización: 05/05/2018.

Parinacota, Parina Quta o Parinaquta es un estratovolcán durmiente ubicado en la frontera de Chile y Bolívia. Junto con el volcán Pomerape forma la cadena volcánica Nevados de Payachata. Parte de la Zona Volcánica Central de los Andes, su cumbre alcanza una elevación de 6.348 metros sobre el nivel del mar. El cono simétrico está coronado por un cráter de cumbre con anchuras de 1 km o 500 metros. Más abajo, en la ladera sur, se encuentran tres centros parásitos conocidos como conos de Ajata. Estos conos han generado flujos de lava. El volcán se encuentra sobre una plataforma formada por domos de lava y flujos de lava andesíticos. Parinacota es un cono volcánico altamente simétrico, que tiene la forma clásica de «cono regular» de un estratovolcán. El volcán presenta tanto flujos de lava en bloque como flujos de escoria. Los flujos de lava son frescos con diques, lóbulos y crestas de flujo, y alcanzan longitudes de 7 kilómetros en las laderas del cono. Los flujos de lava tienen entre 10-40 metros de espesor y pueden extenderse a anchos de 1.200 metros al pie del volcán. También se encuentran flujos piroclásticos, que alcanzan longitudes de 7 kilómetros y por lo general están poco consolidadas, contienen bombas «breadcrust» (tipo de bomba volcánica de superficie cuadriculada) y brechas. El cráter es la fuente de flujos de piedra pómez, que tienen características de superficie bien conservadas, como diques y lóbulos, especialmente en la ladera oriental. Estos flujos de piedra pómez se extienden hasta a 2 kilómetros del cráter. Un depósito de caída de cenizas se extiende hacia el este desde Parinacota a una distancia de 15 kilómetros en Bolivia. También se han encontrado yacimientos de cenizas y lapilli en las orillas del lago Chungará. Los respiraderos parásitos conocidos como conos de Ajata, se formaron a lo largo de una fisura que emana del cono principal la cual se alinea con el lineamiento regional Condoriri-Parinacota. Las dimensiones de los conos alcanzan 250 metros de ancho y 70 metros de altura. El flujo del Alto Ajata emana de un solo cono y se extiende hacia el suroeste como un flujo de lava quebrado. El flujo de Ajata de enmedio es mucho más pequeño y se origina en tres conos diferentes debajo de la fuente del Alto Ajata, cada cono tiene su propio campo de flujo pequeño. Los flujos superior e inferior en Ajata son solo un poco más pequeños que el flujo del Alto Ajata y forman flujos de lava superpuestos más abajo en el edificio. Estos flujos de lava son grises-negros de tipo aa, comúnmente hasta unos 20 metros de espesor; el más largo de estos flujos alcanza una longitud de 3 kilómetros. En el lado norte, Parinacota se solapa parcialmente con Pomerape. Parinacota, Pomerape y los volcanes más al sur como Quisiquisini, Guallatiri y Poquentica forman el margen oriental de la cuenca de Lauca. El cono viejo del Parinacota estaba sujeto a la glaciación, y los vestigios de la erosión glacial se conservan en sus flujos de lava. Un sistema de morrenas se puede ver a una altura de 4.500 metros en el pie sureste del volcán, donde cruzan en parte las orillas del lago Chungará. Seis de esas morrenas de 5-10 metros de alto han sido identificadas allí, se formaron durante el último periodo máximo glacial regional (que no coincidió con el último periodo glacial máximo global). También se han observado otros depósitos glaciales no especificados en esta área. En la actualidad, un gran casquete de hielo de 4 kilómetros cuadrados o 12 kilómetros cuadrados cubre las partes superiores del volcán y desciende a una elevación de aproximadamente 5.600 metros. También hay un gran glaciar en su flanco sur. Sin embargo, algunos informes no están de acuerdo con calificar cualquier parte de la capa de hielo de Parinacota como un glaciar. Parinacota muestra evidencia de un colapso importante del sector cuyo depósito fue originalmente interpretado como un flujo de lava. El colapso eliminó un volumen de aproximadamente 5-6 kilómetros cúbicos del cono, se sumergió a más de 1.900 metros de distancia vertical y fluyó 23 kilómetros al oeste, cubriendo una superficie de 110 kilómetros cuadrados o 253 kilómetros cuadrados con escombros; el volumen no está muy bien establecido. A medida que el volcán creció, puso más y más carga sobre material sedimentario relativamente débil sobre el que se había desarrollado el volcán, hasta que estas rocas sedimentarias cedieron. La pendiente occidental podría haberse debilitado por la acción glacial, lo que facilitaría aún más el inicio del colapso. El colapso probablemente fue secuencial desde la parte inferior del edificio hasta la cima, y formó una avalancha de rocas que fluyeron hacia abajo del volcán. Este flujo fue probablemente laminar y extremadamente rápido, a juzgar por las morfologías del depósito de avalancha, e incorporó sedimentos sustanciales previos al colapso de la Cuenca de Lauca. El terreno alrededor de Parinacota está formado principalmente por rocas volcánicas del Neógeno. Estos son en su mayoría de más de un millón de años e incluyen centros volcánicos individuales como Caldera Ajoya, Caldera Lauca, Choquelimpie, Condoriri, Guane Guane, Larancagua y Quisiquisini, y la ignimbrita Mioceno Lauca ( Hace 2,7 ± 0,1 millones de años) que forma el sótano. La actividad de muchos de estos centros ocurrió hace más de 6,6 millones de años. Las rocas volcánicas erupcionadas de Parinacota en composición van desde la andesita basáltica a la riolita. Las andesitas del cono viejo se clasifican como andesitas de hornblenda y piroxeno. Los minerales que se encuentran dentro de las rocas incluyen anfíbol, apatita, biotita, clinopiroxeno, óxido de hierro y óxido de titanio, feldespato, olivino, ortopiroxeno, piroxeno, sanidina y zircón. No todos estos minerales se encuentran en rocas de todas las etapas de Parinacota. Algunos de estos minerales, como el cuarzo y la sanidina, se formaron al menos en parte por la inclusión de rocas exteriores en el magma. Gabro y granito se encuentran como xenolitos. Los magmas que formaron Parinacota y Pomerape se consideran un grupo distinto de estos que formaron centros volcánicos más antiguos en la región, pero también distintos de los magmas que formaban el respiradero secundario de Pomerape y los conos de Ajata; estos tienden a ser más máficos. Si bien no hay erupciones registradas, las leyendas del pueblo aymara local insinúan que pudieron haber presenciado una erupción. La actividad renovada en Parinacota es posible en el futuro, aunque la densidad de población relativamente baja en la región limitaría la cantidad de daño que podría ocurrir. Algunas ciudades y una carretera regional entre Bolivia y Chile estarían potencialmente expuestas a los efectos de una nueva erupción.

Erupciones y acontecimientos relevantes:

• 300.000 – 100.000 años atrás aprox. La estructura volcánica más antigua de Parinacota son los Andesites Chungará y la cúpula de lava superpuesta, que forman la plataforma que surge en el lado sur del volcán Parinacota, frente al lago Chungará. La erosión y la acción glacial han suavizado las superficies de estas rocas, sin dejar texturas primarias. Esta plataforma entró en erupción hace entre 300.000 y 100.000 años. La subdivisión más fina define a los «andesitas de Chungará» como los que estallaron hace 163.000 – 117.000 años y las «cúpulas de riolita» con 52.000 – 42.000 años de antigüedad. Otras fechas obtenidas en estas etapas son 110.000 ± 4.000 y 264.000 ± 30.000 años atrás para las andesitas de Chungará y más de 112.000 ± 5.000 para las «cúpulas de riolita». Estas dos unidades también se llaman «Parinacota 1». Un hiato de más de 60.000 años ocurrió entre la erupción de los Andesites Chungará y la formación de la meseta del domo de lava. Se han encontrado rastros de actividad explosiva durante la etapa del domo de lava.

• 85.000 años atrás aprox. Crecimiento del Cono Viejo. Al mismo tiempo que se emplazaban las cúpulas de lava, el Cono Viejo comenzó a crecer a una corta distancia al noroeste de las cúpulas. La brecha temporal entre esta etapa de la actividad de Parinacota y la anterior puede deberse a que los depósitos de este intervalo de tiempo están mal conservados. El Cono Viejo se desarrolló durante 85.000 años hasta que el sector colapsó, y también se lo conoce como Parinacota 2. Los afloramientos de esta etapa se encuentran principalmente bajos en las pendientes sureste y norte-noroeste; las fechas individuales obtenidas en rocas de esta etapa son 20.000 ± 4.000, 46.700 ± 1.600, y 53.000 ± 11.000 años atrás.

• 8.800 a. C. ± 500 Erupción. Colapso del flanco occidental del volcán. La fecha del colapso no se conoce con certeza, porque las fechas se han obtenido en varios materiales con diferentes interpretaciones estratigráficas. A partir de 2007, 18.000 años atrás se consideró la estimación más probable, pero también se propusieron edades de hasta 8.000 años atrás. Las fechas de radiocarbono de la turba dentro del depósito de colapso indicaron una edad de 13.500 años atrás, o hace 11.500 – 13.500 años. Se obtuvieron muchas fechas sobre el material anterior al colapso que estaba incrustado en el depósito de colapso, y por lo tanto, el momento más probable para el colapso se consideró hace 8.000 años. Las investigaciones posteriores indicaron una edad entre 13.000 – 20.000 años atrás, la propuesta más reciente es 8.800 ± 500 años antes del presente. El colapso produjo una avalancha de escombros de 6 km3 que recorrió 22 km al oeste y bloqueó los drenajes, formando el lago Chungará.

• 7.950 a. C. Erupciones. Etapas Young Cone y Ajata. Después del colapso, el cono se reconstruyó relativamente rápido durante la etapa Young Cone alcanzando un volumen total de aproximadamente 15 kilómetros cúbicos. Las unidades en erupción durante este tiempo también se conocen como los «flujos curativos» o Parinacota 3. Durante esta etapa, la actividad volcánica se centró en el cráter de la cumbre. La etapa fue relativamente corta y estuvo acompañada por un aumento en la producción de magma de Parinacota a 2-0,75 kilómetros cúbicos por año, dependiendo de cómo se midiera la duración de esta etapa. El máximo flujo de magma posible en Parinacota durante este período fue de aproximadamente 10 kilómetros cúbicos por año.

• 5.840 a. C. ± 50 Erupción.

• 4.320 a. C. ± 1.200 Erupciones. Conos Ajata. Además de los flujos de lava, las erupciones subplinianas generaron flujos de piedra pómez y escoria, con algunas erupciones explosivas individuales que datan de 4.800 ± 800, 4.300 ± 2.600 y 3.600 ± 1.100 años atrás. Con base en los patrones de deposición de tefra en el lago Chungará, se deduce que la tasa de actividad explosiva aumentó después del Holoceno temprano hasta tiempos recientes; además, las caídas de tefra contribuyeron con calcio a las aguas del lago. Se propuso que las partículas de polvo que se encuentran en los núcleos de hielo en Nevado Sajama podrían ser tefra de Parinacota. Otra actividad reciente, originalmente considerada como la más joven, formó los conos de Ajata. Los conos de Ajata forman cuatro grupos de diferentes edades: Los flujos más bajos de Ajata entraron en erupción 5.985 ± 640 y 6.560 ± 1,220 años atrás, el Ajata superior fluyó 4.800 ± 4.000 años atrás, el Ajata de enmedio fluyó 9.900 ± 2.100 años atrás, y el Alto Ajata fluyó 2.000 – 1.300 años atrás. Estos grupos también forman unidades compositivamente distintas. La fecha más reciente de exposición superficial obtenida fue de 1.385 ± 350 años atrás.

• 1.100 a. C. ± 500 Erupción. Se han obtenido varias fechas del Holoceno a partir de rocas en el flanco sur del Young Cone; la fecha más joven para esta etapa se obtuvo por datación de argón-argón: 500 ± 300 años atrás. Además, se determinó una edad de menos de 200 años a. C. por datación de radiocarbono para un flujo piroclástico.

• 90 ± 50 Erupción.

• 290 ± 300 Erupción. 

Recientemente, Parinacota está inactivo/durmiente, pero la actividad volcánica futura es posible. La actividad fumarólica explícita no se ha observado, pero las imágenes de satélite han mostrado la evidencia de anomalías térmicas en la escala de 6 K (11 °F), y los informes de olores sulfurosos en la cumbre implican que puede existir alguna fumarola en el área de la cumbre. El volcán está activo sísmicamente, incluyendo un enjambre sísmico potencial, pero la actividad sísmica es menor.

El 6 de junio de 2018 se detectó un enjambre sísmico bajo el volcán a lo largo de la frontera entre Chile y Bolivia según Sernageomin (Servicio Nacional de Geología y Minería). El enjambre comenzó a las 21:03 UTC y consistió en 90 terremotos en 85 minutos. El más grande fue de ML 2,3 ubicado a 6 km al suroeste del cráter a una profundidad de 10,6 km.

Secuencia de terremotos cerca del volcán Parinacota a partir de junio de 2012:

Fuente de extracción de datos: Volcano Discovery. Última actualización: 08/06/2018.

La Chaîne des Puys, también llamada Monts Dômes, es una cadena volcánica que abarca más de 30 km con un total de 90 volcanes de composición basáltica y traquítica. Está situada al Oeste de Clermont-Ferrand, en el departamento de Puy-de-Dôme en la región de Auvernia (Auvergne). La cadena volcánica forma parte del Parque natural regional de los volcanes de Auvernia que puede atravesarse por un sendero de gran recorrido GR4 que va desde el Atlántico hasta el Mediterráneo. Estos volcanes datan de la era cuaternaria. Orientada norte-sur corre paralela a la falla costera que limita el valle de Limaña al oeste, la cadena comprende un centenar de volcanes llamados puys. Se encuentran tres tipos de volcanes: estrombolianos, el más frecuente de la cadena, peleanos, el Puy-de-Dôme es la cúpula más conocida de este tipo, aunque se encuentran otros, como el Puy Chopine o el Grand-Sarcouy, y los de tipo maar como por ejemplo, el Gour de Tazenat. En el centro, dominando a todos sus compañeros se halla el Puy-de-Dôme con 1.464 metros de altura, elevándose a 600 metros por encima de la meseta (de unos 800 metros de altura) sobre la que se encuentran todos los demás (los otros no sobrepasan los 200 metros de altura). Los otros picos son, de norte a sur: El lago-cráter de Gour de Tazenat, el pico de Montiroir, pico de Chalard, pico de Beaunit, pico de Verrière, pico de Paugnat, pico de la Goulie, pico de Lespinasse, pico de la Nugère, pico de Louchardière, pico de Jumes, los puys des Gouttes y Chopine, puy de Lempteguy, pico de la Coquille, pico de Chaumont, Petit-Sarcouy, el Grand-Sarcouy, pico des Goules, pico de Pariou, Cliersou, pico de Côme, el Grand Suchet , el petit Suchet, petit puy de Dôme, pico Besace, pico Grosmanaux, pico Montchier, pico de Barme, pico de Laschamp, pico Mercœur, los picos de Lassolas y la Vache, pico de Charmont, pico de la Rodde, pico de Monténard… Un poco más al este, cerca de Royat se encuentra el pico de Gravenoire, justo al borde la falla. Al suroeste de esta cadena volcánica que data de la era cuaternaria, se puede ver, a lo lejos, otro macizo volcánico: la cadena de los Montes Dore y los montes del Cantal que datan de la era terciaria. La datación de las tefras más jóvenes aún no se ha confirmado, y los informes de erupciones históricas hasta el año 1000 de nuestra era han sido desacreditados.

Erupciones y acontecimientos relevantes:

• 70.000 años atrás aprox. La construcción de la actual Chaîne des Puys comenzó unos 70.000 años antes del presente, y se completó en gran medida al comienzo del Holoceno. Las erupciones holocenas construyeron domos de lava como el Puy-de-Dôme, cuyo crecimiento estuvo acompañado de flujos piroclásticos, conos de ceniza que alimentaban largos flujos de lava y maars.

• 38.000 años atrás aprox. Erupción. Erupción de Puy de Laschamp.

• 7.840 a. C. ± 200 Erupción. Erupción al oeste de Puy-de-Dôme.

• 7.740 a. C. Erupción. Erupción de Puy Mey.

• 7.020 a. C. ± 100 Erupción. Tefra Taphanel.

• 6.550 a. C. Erupción. Erupción de Puys Chopine, Vasset y Cratère Kilian.

• 6.250 a. C. Erupción. Erupción de Puy de Pariou.

• 6.020 a. C. ± 150 Erupción. Erupción de Puy de Lassolas y Puy de la Vache.

• 5.760 a. C. Erupción. Erupción de Puy de Côme y Puy Montchier.

• 4.040 a. C. ± 150 Erupción. Erupción de Montcineyre, Estivadoux y del Lago Pavin. La última actividad bien documentada tuvo lugar aproximadamente hace 6.000 años cerca de Besse-en-Chandesse e incluyó las poderosas explosiones que formaron el maar Lac Pavin.

Secuencia de terremotos cerca del volcán Chaîne des Puys a partir de junio de 2012:

Fuente de extracción de datos: Volcano Discovery. Última actualización: 05/05/2018.

Isla Bristol (Bristol Island en inglés), isla Blanco o isla Blanca es una isla de 8 km de largo que se encuentra a medio camino entre la isla Montagu (isla Jorge) y la isla Thule en las Islas Sándwich del Sur. El pasaje Forster la separa de este último grupo insular. Tiene una forma rectangular de 8,3 km de largo por 6,5 km de ancho y un área de 46 km², siendo la segunda isla más grande del archipiélago. Está totalmente cubierta de glaciares, es montañosa y sus costas son inaccesibles. Tiene varios volcanes superpuestos, con poca actividad volcánica y cuenta con un macizo central, cuyo punto más elevado es el Monte Darnley de 1.100 msnm. El Monte Sourabaya de 915 msnm y al noroeste del Darnley, recibió su nombre por el barco homónimo que presenció su erupción en 1935. Un cono de flanco empinado o cúpula de lava, Havfruen Peak, se encuentra en el lado este, y un cráter y una fisura jóvenes se encuentran en el flanco oeste. Tres grandes pilas de mar situadas fuera de Turmoil Point en el extremo occidental de la isla pueden ser restos de un antiguo centro volcánico ahora erosionado. Ambas ventilaciones de cumbre y flanco han estado activas durante el tiempo histórico. Hacia el oeste hay tres islotes rocosos, siendo la roca Freezland el más grande y más occidental, que es una roca puntiaguda de 305 metros de alto localizada a 4 km de la costa. Los otros dos son la roca Cerretti o Grindle, de 215 metros de alto y a 1,3 km de la costa; y la roca Wilson, de 150 metros de altura, y a 2,6 km de la costa oeste. En el extremo sur de la isla está Harker Point, en el norte Teniente Santi o Fryer Point, en el oeste Turmoil Point, y en el este Rock Point. Junto con la isla Montagu y la isla Saunders, se las suele agrupar como islas Centrales. El extenso casquete de hielo y la dificultad de aterrizar lo convierten en la menos explorada de las Islas Sándwich del Sur. Es la única masa terrestre en el paralelo 59 sur. 

Erupciones y acontecimientos relevantes:

• 1823 Erupción.

• 1935 Erupción. Una erupción de la isla Bristol fue vista el 31 de diciembre de 1935 desde el barco ballenero Sourabaya.

• 1936-37 Erupción.

• 1950 Erupción.

• 1956 Erupción. El 11 de enero de 1956 se observó una erupción en el volcán Bristol desde la cabaña argentina en la isla Thule. La erupción fue descrita como violenta y arrojó tres chorros de material brillante de 200-300 metros de altura. La erupción duró 48 horas y no se observaron signos de actividad en marzo de 1956 cuando fue visitada por Protector (navío). Se especuló que el sitio de la erupción de 1956 ocurrió en un cráter tierra adentro desde Turmoil Point.

• 2016 Erupción. Según imágenes vía satélite, a finales de abril de 2016 se pudo detectar un «hotspot» térmico originando la cumbre del volcán, y las vistas despejadas del clima mostraron una cantidad significativa de gas y vapor, posiblemente con ceniza volcánica, a la deriva del volcán. La erupción prosiguió con emisiones de gas y vapores, así como posibles flujos de lava al oeste y noroeste del Monte Sourabaya hasta fines de julio.

El 20 de enero de 2020 un fuerte terremoto fue registrado por el USGS (United States Geological Survey) con magnitud 6,1 cerca de la Isla Bristol a las 06:51 UTC. La agencia infromó que la profundiad del sismo fue de 91,3 km.

Secuencia de terremotos cerca del volcán Bristol a partir de junio de 2012:

Fuente de extracción de datos: Volcano Discovery. Última actualización: 13/05/2018.