Lahares

RESUMO Unidades de fluxo de ignimbrito comumente exibem graduação reversa de grandes clastos de pumita e graduação normal de grandes clastos líticos. Ignimbritos exibem graduação de cauda grossa, na qual partículas abaixo de um diâmetro crítico, variando de 64 a 2 mm, são não graduadas. Acima deste tamanho, quanto maior o diâmetro do clasto, mais pronunciada é a segregação. A graduação é consistente com as taxas teóricas de sedimentação de partículas em uma dispersão com alta concentração de partículas. Unidades de fluxo de ignimbrito exibem uma camada basal de grãos finos com graduação reversa, atribuída à ação de forças de contorno durante o fluxo. Ignimbritos estão comumente associados a depósitos de surto piroclástico cruzadamente estratificados e depósitos de queda de cinza fina formados na mesma erupção. O depósito de queda de cinza fina é empobrecido em cristais e é pensado ser o depósito da nuvem turbulenta fina observada que compõe as partes superiores das nuées ardentes. Fluxos piroclásticos são postulados como fluxos de detritos parcialmente fluidizados densos e pouco expandidos. Apenas seus componentes de grãos finos podem ser fluidizados por gás. Acredita-se que os fluxos piroclásticos se comportem como uma dispersão de clastos maiores em um meio de finos fluidizados, que atua como um lubrificante semelhante à água em fluxos de lama. A má classificação em ignimbritos é atribuída a altas concentrações de partículas, não à turbulência. Muitos fluxos piroclásticos podem ser laminares em seu movimento com viscosidades aparentes, deduzidas da graduação lateral de grandes clastos líticos, na faixa de 10 1 −10 3 poise.

@article{doi101111j136530911976tb00045x,
    author = "Sparks, R. S. J.",
    title = "Grain size variations in ignimbrites and implications for the transport of pyroclastic flows",
    year = "1976",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "RESUMO Unidades de fluxo de ignimbrito comumente exibem graduação reversa de grandes clastos de pumita e graduação normal de grandes clastos líticos. Ignimbritos exibem graduação de cauda grossa, na qual partículas abaixo de um diâmetro crítico, variando de 64 a 2 mm, são não graduadas. Acima deste tamanho, quanto maior o diâmetro do clasto, mais pronunciada é a segregação. A graduação é consistente com as taxas teóricas de sedimentação de partículas em uma dispersão com alta concentração de partículas. Unidades de fluxo de ignimbrito exibem uma camada basal de grãos finos com graduação reversa, atribuída à ação de forças de contorno durante o fluxo. Ignimbritos estão comumente associados a depósitos de surto piroclástico cruzadamente estratificados e depósitos de queda de cinza fina formados na mesma erupção. O depósito de queda de cinza fina é empobrecido em cristais e é pensado ser o depósito da nuvem turbulenta fina observada que compõe as partes superiores das nuées ardentes. Fluxos piroclásticos são postulados como fluxos de detritos parcialmente fluidizados densos e pouco expandidos. Apenas seus componentes de grãos finos podem ser fluidizados por gás. Acredita-se que os fluxos piroclásticos se comportem como uma dispersão de clastos maiores em um meio de finos fluidizados, que atua como um lubrificante semelhante à água em fluxos de lama. A má classificação em ignimbritos é atribuída a altas concentrações de partículas, não à turbulência. Muitos fluxos piroclásticos podem ser laminares em seu movimento com viscosidades aparentes, deduzidas da graduação lateral de grandes clastos líticos, na faixa de 10 1 −10 3 poise.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.1976.tb00045.x",
    doi = "10.1111/j.1365-3091.1976.tb00045.x",
    openalex = "W2122122894",
    references = "doi1010160040195171900382, doi10130674d723b52b2111d78648000102c1865d"
}

@article{fritz1980stumps,
    author = "Fritz, William J.",
    title = "Troncos transportados e depositados em pé por fluxos de lama do Monte St. Helens",
    year = "1980",
    journal = "Geology",
    url = "https://doi.org/10.1130/0091-7613(1980)8<586:stadub>2.0.co;2",
    doi = "10.1130/0091-7613(1980)8<586:stadub>2.0.co;2",
    number = "12",
    pages = "586",
    volume = "8"
}

@article{fritz1981comment,
    author = "Fritz, William J.",
    title = "Comentário e Resposta sobre 'Reinterpretação do ambiente deposicional das "florestas fóssis" do Yellowstone' e 'Troncos transportados e depositados em pé por fluxos de lama do Monte St. Helens'",
    year = "1981",
    journal = "Geologia",
    url = "https://doi.org/10.1130/0091-7613(1981)9<147:caroro>2.0.co;2",
    doi = "10.1130/0091-7613(1981)9<147:caroro>2.0.co;2",
    number = "4",
    openalex = "W2053741117",
    pages = "147",
    volume = "9"
}

RESUMO Quatro mecanismos principais de deposição são eficazes na formação de depósitos de fluxo gravitacional de sedimentos. Os grãos depositados por sedimentação por tração e sedimentação por suspensão respondem individualmente e acumulam-se diretamente das cargas de leito e suspensa, respectivamente. Aqueles depositados por congelamento friccional e congelamento coesivo interagem através de contato friccional ou forças coesivas, respectivamente, e são depositados coletivamente, geralmente por formação de plugue. A deposição de sedimentos de fluxos individuais de sedimentos comumente envolve mais de um desses mecanismos atuando seja seriamente conforme o fluxo evolui ou simultaneamente em diferentes populações de grãos. A deposição a partir de correntes de turbidez é tratada em termos de três populações dinâmicas de grãos: 1) partículas de tamanho de argila a areia média que podem ser totalmente suspensas como grãos individuais pela turbulência do fluxo, 2) areia de grãos grossos a cascalho de tamanho de seixo pequeno que podem ser totalmente suspensos em grandes quantidades principalmente em suspensões turbulentas altamente concentradas onde a velocidade de queda do grão é substancialmente reduzida pela sedimentação impedida, e 3) fragmentos de tamanho de seixo e cascalho com concentrações maiores que 10 por cento a 15 por cento que serão suportados em grande parte pela pressão dispersiva resultante de colisões de fragmentos e pela elevação de flutuação fornecida pela mistura intersticial de água e sedimentos de grãos mais finos. Os efeitos da sedimentação impedida, pressão dispersiva e elevação de flutuação da matriz são dependentes da concentração, e as populações de grãos 2 e 3 provavelmente serão transportadas em grandes quantidades apenas dentro de fluxos com altas concentrações de partículas, provavelmente em excesso de 20 por cento de sólidos por volume. Correntes de turbidez de baixa densidade, compostas em grande parte de grãos da população 1, tipicamente mostram um período inicial de sedimentação por tração, formando divisões Bouma (Tb) e Tc), seguidas por uma de sedimentação mista por tração e suspensão (Td), e um período terminal de sedimentação por suspensão de grãos finos (Te). As cargas de sedimentos de correntes de turbidez de alta densidade comumente incluem grãos pertencentes às populações 1, 2 e 3. Consequentemente, a deposição frequentemente ocorre como uma série de ondas de sedimentação discretas conforme os fluxos desaceleram e as populações individuais de grãos não podem mais ser mantidas no transporte. Cada onda de sedimentação tende a mostrar crescente instabilidade e taxa de sedimentação acelerada conforme evolui, passando de uma etapa inicial de sedimentação por tração, para uma de congelamento friccional misto e sedimentação por suspensão dentro de tapetes de tração, para uma etapa final de sedimentação por suspensão direta. Sequências de divisões de estrutura sedimentar representando esta sucessão de estágios deposicionais são aqui denominadas a sequência ecoR1-3), representando grãos da população 3, e a sequência S1-3), representando a população 2. A deposição da carga suspensa de alta densidade deixa para trás uma corrente de turbidez de baixa densidade residual composta em grande parte de grãos da população 1. Em suas extremidades distais, correntes de turbidez de alta densidade depositam principalmente por sedimentação por suspensão, formando divisões finas (S3). Estas divisões (S3) são as mesmas de Bouma (Ta) e, se posteriormente cobertas por (Tb-e) depositado pelos fluxos de baixa densidade residuais, tornam-se as divisões basais de turbididades normais. Fluxos liquefeitos depositam por sedimentação por suspensão de alta densidade direta. Fluxos de grãos de areia são caracterizados por congelamento friccional e seus depósitos são limitados principalmente a unidades de face de deslizamento de ângulo de repouso. Fluxos de grãos modificados por densidade, nos quais fragmentos maiores são parcialmente suportados pela flutuação da matriz, e tapetes de tração, nos quais uma dispersão friccional densa de grãos é impulsionada por um fluxo turbulento subjacente, são importantes na acumulação de depósitos naturais em declives submarinos. Fluxos coesivos de detritos depositam sedimentos principalmente por congelamento coesivo, comumente modificado por sedimentação por suspensão dos fragmentos maiores.

@article{doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d,
    author = "Lowe, Donald R.",
    title = "Fluxos de Sedimentos por Gravidade: II Modelos de Deposição com Referência Especial aos Depósitos de Correntes Turbidas de Alta Densidade",
    year = "1982",
    journal = "Journal of Sedimentary Research",
    abstract = "RESUMO Quatro mecanismos principais de deposição são eficazes na formação de depósitos de fluxo de sedimentos por gravidade. Os grãos depositados por sedimentação por tração e sedimentação por suspensão respondem individualmente e acumulam-se diretamente das cargas de leito e suspensa, respectivamente. Aqueles depositados por congelamento friccional e congelamento coesivo interagem através de contato friccional ou forças coesivas, respectivamente, e são depositados coletivamente, geralmente por formação de plugue. A deposição de sedimentos a partir de fluxos de sedimentos individuais comumente envolve mais de um desses mecanismos atuando em série conforme o fluxo evolui ou simultaneamente em diferentes populações de grãos. A deposição a partir de correntes turbidas é tratada em termos de três populações dinâmicas de grãos: 1) partículas de tamanho de argila a areia média que podem ser totalmente suspensas como grãos individuais pela turbulência do fluxo, 2) areia de grãos grossos a cascalho de tamanho de seixo pequeno que podem ser totalmente suspensos em grandes quantidades principalmente em suspensões turbulentas altamente concentradas onde a velocidade de queda do grão é substancialmente reduzida pelo assentamento impedido, e 3) fragmentos de tamanho de seixo e cascalho com concentrações maiores que 10% a 15% que serão suportados em grande parte pela pressão dispersiva resultante de colisões de fragmentos e pela sustentação de flutuação fornecida pela mistura intersticial de água e sedimentos de grãos mais finos. Os efeitos do assentamento impedido, pressão dispersiva e sustentação de flutuação da matriz são dependentes da concentração, e as populações de grãos 2 e 3 provavelmente serão transportadas em grandes quantidades apenas dentro de fluxos com altas concentrações de partículas, provavelmente superiores a 20% de sólidos por volume. Correntes turbidas de baixa densidade, compostas em grande parte de grãos da população 1, tipicamente mostram um período inicial de sedimentação por tração, formando divisões Bouma (Tb) e Tc), seguidas por uma de sedimentação mista por tração e suspensão (Td), e um período terminal de sedimentação por suspensão de grãos finos (Te). As cargas de sedimentos de correntes turbidas de alta densidade comumente incluem grãos pertencentes às populações 1, 2 e 3. Consequentemente, a deposição frequentemente ocorre como uma série de ondas de sedimentação discretas conforme os fluxos desaceleram e as populações individuais de grãos não podem mais ser mantidas no transporte. Cada onda de sedimentação tende a mostrar crescente instabilidade e taxa de sedimentação acelerada conforme evolui, passando de uma etapa inicial de sedimentação por tração, para uma de congelamento friccional misto e sedimentação por suspensão dentro de tapetes de tração, para uma etapa final de sedimentação por suspensão direta. Sequências de divisões de estrutura sedimentar representando esta sucessão de estágios deposicionais são aqui denominadas sequência ecoR1-3), representando grãos da população 3, e a sequência S1-3), representando a população 2. A deposição da carga suspensa de alta densidade deixa para trás uma corrente turbida residual de baixa densidade composta em grande parte de grãos da população 1. Em suas extremidades distais, correntes turbidas de alta densidade depositam principalmente por sedimentação por suspensão, formando divisões finas (S3). Estas divisões (S3) são as mesmas de Bouma (Ta) e, se posteriormente cobertas por (Tb-e) depositado pelos fluxos de baixa densidade residuais, tornam-se as divisões basais de turbididades normais. Fluxos liquefeitos depositam por sedimentação por suspensão direta de alta densidade. Fluxos de grãos de areia são caracterizados por congelamento friccional e seus depósitos são limitados principalmente a unidades de face de deslizamento de ângulo de repouso. Fluxos de grãos modificados por densidade, nos quais fragmentos maiores são parcialmente suportados pela flutuação da matriz, e tapetes de tração, nos quais uma dispersão friccional densa de grãos é impulsionada por um fluxo turbulento subjacente, são importantes na acumulação de depósitos naturais em declives submarinos. Fluxos coesivos de detritos depositam sedimentos principalmente por congelamento coesivo, comumente modificado pela sedimentação por suspensão dos fragmentos maiores.",
    url = "https://doi.org/10.1306/212f7f31-2b24-11d7-8648000102c1865d",
    doi = "10.1306/212f7f31-2b24-11d7-8648000102c1865d",
    openalex = "W2087125749"
}

Após cerca de dois meses de intenso movimento para fora e deterioração da resistência associada à intrusão magmática, sismicidade e fluência gravitacional, um terremoto em 18 de maio de 1980 marcou o colapso do setor norte quente e rico em fluides do Monte St Helens. A liberação de pressão associada aos movimentos de deslizamento resultou em explosões hidrotermais e magmáticas. Essas explosões produziram uma explosão lateral que parcialmente ultrapassou o primeiro pulso de deslizamento e devastou uma paisagem de mais de 550 km². A interrupção das massas deslizantes resultou na formação de uma enorme avalanche de detritos que viajou por cerca de 10 minutos, até uma distância de 23 km. A velocidade média foi de cerca de 35 m/s, e a velocidade máxima de cerca de 70 m/s. Uma área de 60 km² foi coberta com 2,8 km³ de detritos acidentados e mal classificados a uma profundidade média de 45 m, e diques até 30 m de altura foram aplicados contra as paredes do vale e represaram afluentes. Um lobo de avalanche entrou em um lago e causou avanço de ondas até 260 m. Análises de equilíbrio limite e testes de laboratório de detritos de deslizamento sugerem que a falha inicial ocorreu em um material com c < 6 bar, φ ≈ 40°, com pressões significativas de fluido de poros e tensões de cisalhamento transitórias de um terremoto gatilho. O movimento inicial pode ser caracterizado por deslizamento de blocos com um coeficiente de atrito basal aparente de cerca de 0,1. A desintegração dos blocos de deslizamento então levou a um fluxo de avalanche totalmente desenvolvido, aproximadamente envolvendo um material de Bingham com resistência de cerca de 0,1–1 bar e viscosidade 10⁵–10⁶ P. A alta mobilidade da avalanche do Monte St Helens, típica para avalanches vulcânicas, foi induzida por fluidos quentes do sistema magmático-hidrotermal despressurizado.

@article{doi101680geot1983333243,
    author = "Voight, B. and Janda, Richard J. and Glicken, Harry and Douglass, P. M.",
    title = "Nature and mechanics of the Mount St Helens rockslide-avalanche of 18 May 1980",
    year = "1983",
    journal = "Géotechnique",
    abstract = "Following about two months of intense outward movement and strength deterioration associated with magmatic intrusion, seismicity and gravitational creep, an earthquake on 18 May 1980 marked the collapse of the hot, fluid-rich, north sector of Mount St Helens. Pressure release associated with slide movements resulted in hydrothermal and magmaiic explosions. These explosions produced a lateral blast that partly overran the first slide pulse and devastated a landscape of over 550 km 2. Disruption of the sliding masses resulted in the formation of an enormous avalanche of debris that travelled for about 10 min, as far as 23 km. Average velocity was about 35 m/s, and peak velocity about 70 m/s. An area of 60 km 2 was buried with 2·8 km 3 of hummocky, poorly sorted debris to an average depth of 45 m, and levees to 30 m high were plastered against valley walls and impounded tributaries. One avalanche lobe entered a lake and caused wave run-up to 260 m. Limiting equilibrium analyses and laboratory testing of slide debris suggest that initial failure occurred in a material with c <6 bar, \&hi\&i;40°, with significant pore fluid pressures and transient shear stresses from a trigger earthquake. Early motion can be characterized by block sliding with an apparent basal friction coefficient of about 0·1. Disintegration of the slide blocks then led to fully developed avalanche flow, to a first approximation involving a Bingham material with strength of about 0·1–1 bar and viscosity 10 5 –10 6 P. The high mobility of the Mount St Helens avalanche, typical for volcanic avalanches, was induced by hot fluids of the depressurized magmatic-hydrothermal system. À la suite d'environ deux mois de poussée intense vers l'extérieur et d'une réduction de résistance due à des intrusions magmatiques accompagnant des événements séismiques et au fluage par gravité, l'affaissement du secteur nord du Mont St Helens, chaud et riche en fluides, fut marqué par un tremblement de terre qui eut lieu le 18 mai 1980. Une chute de pression associée à des mouvements glissants causa des explosions hydrothermales et magmatiques. Ces explosions créèrent un souffle latéral qui dépassa en partie la première pulsation de glissement et dévasta un paysage de plus de 550km 2. La rupture des masses glissantes créa une coulée énorme de débris qui se déplaça pendant environ 10 min jusqu'à une distance de 23 km à une vitesse moyenne d'environ 35 m/s, la vitesse maximale étant d'environ 70 m/s. Un terrain couvrant 60 km 2 fur enseveli sur une profondeur moyenne de 45 m sous 2·8 km 3 de débris accidentés et mal assortis, et des levées jusqu'à une hauteur de 30m furent plaquées contre les côtés des vallées et bloquèrent les affluents. Une branche de l'avalanche pénétra dans un lac, causant des vagues jusqu'à une hauteur de 260 m. Des analyses de l'équilibre limite et des essais de laboratoire des débris de glissement donne l'impression que la rupture initiale a eu lieu dans une matière de c′<6 bar, ø\&i;40°, avec des pressions interstitielles considérables et des contraintes transitoires de cisaillement à partir d'un tremblement de terre causateur. Les premiers mouvements peuvent être qualifiés de glissements de blocs avec un coefficient de frottement évident à a la base d'environ 0-1. La désintégration des blocs glissants entraîna alors à une véritable coulée d'une matière du type Bingham ayant en première approximation une résistance de l'ordre de 0·1 — 1 bar et une viscosité de 10 5 —10 6 P. La grande mobilité du Mont St Helens typique des coulées volcaniques fut provoquée par des fluides chauds du système magmatique-hydrothermal décomprimé.",
    url = "https://doi.org/10.1680/geot.1983.33.3.243",
    doi = "10.1680/geot.1983.33.3.243",
    openalex = "W2073697741"
}

Resumo Os conglomerados originados em ambientes costeiros representam principalmente sequências de face de praia, face de costa, leque-deltaico ou barra de boca de delta, e delta do tipo Gilbert. Eles exibem estruturas, texturas e outras características criadas principalmente pela influência variada de ondas e descarga fluvial no ambiente marinho rasos. Sistemas transicionais, aluviais/marinhos, mostram uma ampla gama de características e sequências de fácies, e estes são discutidos em detalhe. Os conglomerados originados em ambientes aluviais compreendem principalmente sequências de rio entrelaçado e fluxo de massa. Os primeiros incluem depósitos de rio entrelaçado regular e leque (distributário) de canal, e exibem texturas e estruturas que variam muito com a fonte e o ambiente climático. Sequências de rios entrelaçados comumente mostram um motivo de afunilamento para cima, devido à queda do nível de cheia ou ao abandono gradual de tratos aluviais. Os conglomerados de fluxo de massa originam-se de uma variedade de fluxos de detritos em ambientes subaéreos, mas fluxos de seixos fluidos (como muitos 'sheetfloods' ou 'streamfloods') também podem ser importantes, e eles frequentemente se tornam proeminentes subaquaticamente (turbiditas de seixos de alta densidade). Em ambos os casos, os depósitos exibem textura, estrutura e fabrico notavelmente variados. Fluxos subaéreos são frequentemente consideravelmente transformados ao passar para a água. Apresenta-se uma revisão de características diagnósticas e sequências de fácies. Ao interpretar a mecânica de colocação de conglomerados de fluxo de massa, deve-se fazer um esforço particular para extrair a máxima informação das características individuais do leito. Ilustramos com exemplos que até mesmo dados tão básicos como espessura do leito e tamanho máximo de clastos podem servir como uma fonte valiosa para algumas inferências genéticas.

@article{openalexw1598633756,
    author = "Nemec, Wojciech and Steel, R. J.",
    title = "Alluvial and Coastal Conglomerates: Their Significant Features and Some Comments on Gravelly Mass-Flow Deposits",
    year = "1984",
    abstract = "Abstract Conglomerates originating in coastal environments represent mainly beachface, shoreface, fan-deltaic or deltaic mouth bar, and Gilbert-type delta sequences. They show structures, textures and other features created mainly by the varied influence of waves and fluvial output in the shallow marine setting. Transitional, alluvial/marine systems show a broad range of facies characteristics and sequences, and these are discussed in detail. Conglomerates originating in alluvial environments comprise mainly braided stream and mass flow sequences. The former include regular braided river and fan (distributary) channel deposits, and show textures and structures which vary greatly with source and climatic setting. Braided stream sequences commonly show an upward fining motif, due to falling flood stage or to gradual abandonment of alluvial tracts. Mass flow conglomerates originate from a variety of debris flows in subaerial settings, but fluidal gravelly flows (like many 'sheetfloods' or 'streamfloods') may also be important, and they often become prominent subaqueously (high-density gravelly turbidites). In both instances, the deposits show remarkably varied texture, structure, and fabric. Subaerial flows are often considerably transformed when passing into water. A review of diagnostic features and facies sequences is presented. When interpreting the emplacement mechanics of mass flow conglomerates, particular effort must be made to extract maximum information from the individual bed characteristics. We illustrate with examples that even such basic data as bed thickness and maximum clast size may serve as a valuable source for some genetic inferences.",
    openalex = "W1598633756"
}

O pumice do Monte St. Helens em 18 de maio é um dacito contendo 60% de vidro em peso e fenocristais de plagioclásio, ortopiroxênio, anfibólio, magnetita titanífera e ilmenita. O vidro é uniforme em composição, um riodacito com 73% em peso de SiO2; os fenocristais também são uniformes em composição, exceto o plagioclásio, que tem núcleos com média de An 57 e bordas com média de An 49. As análises de sete pares de óxidos de Fe-Ti coexistentes em uma amostra representativa do pumice leve foram reinterpretadas usando vários procedimentos de cálculo mineral; elas resultaram em temperaturas variando de 920° a 940°C e um -log fO2 de 10,3–10,1. As análises de microsonda eletrônica de 57 inclusões de vidro presas em fenocristais de plagioclásio no pumice leve mostraram pouca desvio de uma composição riodacítica média (69,90±0,87% em peso de SiO2) quando foi tomada especial precaução para considerar a perda de Na durante a análise. A diferença entre a média total dessas análises de inclusões de vidro e 100% é de 4,6±1% em peso, o que é interpretado como voláteis dissolvidos no vidro. Em base anidra, a composição média das inclusões de vidro é idêntica ao vidro da matriz, indicando que nenhum dos dois sofreu fracionamento significativo após o derretimento ter sido preso pelo plagioclásio. As relações de fases determinadas experimentalmente para a amostra representativa de dacito estabelecem limites para as condições na câmara magmática do Monte St. Helens em 18 de maio, assumindo que os voláteis dissolvidos foram de 4,6±1% em peso e a temperatura foi de 920°–940°C. Experimentos hidrotérmicos em uma faixa de P, T e fO2 indicam que, em nenhuma pressão, o conjunto de fases observado e a química do derretimento residual são produzidos quando PH2O = P Total. Experimentos usando fluidos CO2-H2O para alcançar PH2s menores que P Fluid reproduziram a química do derretimento residual observada e um plagioclásio An 50 em um conjunto específico de condições, ou seja, em fO2s entre os tampões NNO e MNO, em um P Fluid de 220 MPa (2,2 kb) e em um PH2 = 110 MPa (todos a 920°–940°C). O anfibólio não era estável nessas condições, mas poderia ser se a razão PH2 / P Fluid fosse aumentada para 0,7 ou se flúor fosse adicionado ao sistema experimental. Conclui-se que logo antes da erupção, a parte superior da câmara magmática do Monte St. Helens estava a uma pressão de 220±30 MPa, correspondendo a uma profundidade de 7,2±1 km, PH2 era de 0,5 a 0,7 P Total, e a temperatura era de 930°±10°C.

@article{doi101029jb090ib04p02929,
    author = "Rutherford, M. J. e Sigurdsson, Haraldur e Carey, Steven e Davis, Andrew",
    title = "A erupção do Monte St. Helens em 18 de maio de 1980: 1. Composição do derretimento e equilíbrio de fases experimental",
    year = "1985",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "O pumice do Monte St. Helens em 18 de maio é um dacito contendo 60% de vidro em peso e fenocristais de plagioclásio, ortopiroxênio, anfibólio, magnetita titanífera e ilmenita. O vidro é uniforme em composição, um riodacito com 73% em peso de SiO2; os fenocristais também são uniformes em composição, exceto o plagioclásio, que tem núcleos com média de An 57 e bordas com média de An 49. As análises de sete pares de óxidos de Fe-Ti coexistentes em uma amostra representativa do pumice leve foram reinterpretadas usando vários procedimentos de cálculo mineral; elas resultaram em temperaturas variando de 920° a 940°C e um -log fO2 de 10,3–10,1. As análises de microsonda eletrônica de 57 inclusões de vidro presas em fenocristais de plagioclásio no pumice leve mostraram pouca desvio de uma composição riodacítica média (69,90±0,87% em peso de SiO2) quando foi tomada especial precaução para considerar a perda de Na durante a análise. A diferença entre a média total dessas análises de inclusões de vidro e 100% é de 4,6±1% em peso, o que é interpretado como voláteis dissolvidos no vidro. Em base anidra, a composição média das inclusões de vidro é idêntica ao vidro da matriz, indicando que nenhum dos dois sofreu fracionamento significativo após o derretimento ter sido preso pelo plagioclásio. As relações de fases determinadas experimentalmente para a amostra representativa de dacito estabelecem limites para as condições na câmara magmática do Monte St. Helens em 18 de maio, assumindo que os voláteis dissolvidos foram de 4,6±1% em peso e a temperatura foi de 920°–940°C. Experimentos hidrotérmicos em uma faixa de P, T e fO2 indicam que, em nenhuma pressão, o conjunto de fases observado e a química do derretimento residual são produzidos quando PH2O = P Total. Experimentos usando fluidos CO2-H2O para alcançar PH2s menores que P Fluid reproduziram a química do derretimento residual observada e um plagioclásio An 50 em um conjunto específico de condições, ou seja, em fO2s entre os tampões NNO e MNO, em um P Fluid de 220 MPa (2,2 kb) e em um PH2 = 110 MPa (todos a 920°–940°C). O anfibólio não era estável nessas condições, mas poderia ser se a razão PH2 / P Fluid fosse aumentada para 0,7 ou se flúor fosse adicionado ao sistema experimental. Conclui-se que logo antes da erupção, a parte superior da câmara magmática do Monte St. Helens estava a uma pressão de 220±30 MPa, correspondendo a uma profundidade de 7,2±1 km, PH2 era de 0,5 a 0,7 P Total, e a temperatura era de 930°±10°C.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb090ib04p02929",
    doi = "10.1029/jb090ib04p02929",
    openalex = "W2097386223"
}

Muitas observações temporais permitem subdividir a erupção pliniana de 9 horas do Monte St. Helens em 18 de maio de 1980 em seis fases, definidas pelo estilo da erupção. As fases estão correlacionadas com subunidades estratigráficas de teffra de cinzas e depósitos de fluxos piroclásticos. O conjunto de depósitos piroclásticos indica que a erupção tornou-se mais rica em pumita e composicionalmente diversa com o tempo, talvez devido à erupção simultânea de partes menos evoluídas e pobres em gás do corpo magmático com as partes mais evoluídas e ricas em gás. A fase paroxismal I (0832–0900) consistiu em deslizamentos de terra, fluxos piroclásticos líticos de uma explosão lateral e outras explosões, e uma coluna pré-pliniana fraca. Os depósitos piroclásticos da Fase I incluem depósitos de fluxo de cinzas líticos intercalados e sobrepondo o volumoso depósito de avalanche de detritos e teffra de lapilli de pumita basal que subjaz a uma camada de cinzas pisolíticas. A fase pliniana inicial II (0900–1215) consistiu na ejeção vertical de teffra com um pulso inicial de pequenos fluxos piroclásticos nas encostas superiores (1010–1035), um breve período de ejeção de cinzas líticas (1035–1100) e um pulso rico em pumita que acompanhou o crescimento na altura da coluna de erupção (1100–1215). Os depósitos incluem fluxos piroclásticos menores na borda do cráter e uma sequência inversamente graduada de teffra proximal que inclui a camada inferior de lapilli de pumita, a camada inferior de cinzas líticas e a camada intermediária de lapilli de pumita, todas as quais consistem em pumita dacítica branca evoluída (63–64% SiO2). Durante a fase III de fluxo de cinzas inicial (1215–1500), a altura da coluna de erupção diminuiu, a ejeção vertical de teffra cessou e os fluxos piroclásticos foram alimentados por fontes intermitentes. Os depósitos da Fase III consistem em uma sequência mal exposta (.≤12 m) de tufos de fluxo de cinzas que consistem em muitas unidades de fluxo finas (≤2 m cada) contendo pumita branca dacítica (63–64% SiO2) e andesito silícico cinza mais denso (61–62% SiO2), e depósitos de nuvem de cinzas de grão fino intercalados com uma camada intermediária de cinzas de pumita não graduada. A fase climática IV (1500–1715) desenvolveu-se em duas etapas: fluxos piroclásticos alimentados por fontes, seguidos por um pulso curto (1625–1715) de ejeção vertical vigorosa de teffra. Essas etapas foram acompanhadas, respectivamente, pelo pico de liberação de energia sísmica e pela maior altura da coluna de erupção. Os depósitos climáticos consistem em uma sequência espessa (≤35 m) de folhas de fluxo de cinzas espessas e ricas em lapilli (4–12 m cada) com pumita branca e cinza, e bandas de escória estriadas (60% SiO2) em clastos de brecha de pumita, e a camada superior de lapilli de pumita inversamente graduada que é intercalada com depósitos de nuvem de cinzas de grão fino. Durante a fase V de fluxo de cinzas tardia (1715–1815), a intensidade da erupção diminuiu, mas incluiu um breve episódio de pequenos fluxos piroclásticos (1745–1815). Os depósitos da Fase V consistem em pequenos lobos distributários de tufos de fluxo de cinzas contendo pumita branca e cinza, e depósitos menores de cinza fina. A atividade da Fase VI (1815 até 19 de maio de 1980) consistiu em uma pluma de cinzas de baixa energia, com aumentos transitórios de intensidade, enquanto a sismicidade continuava em profundidade. A descarga vertical sustentada da fase II precedeu o dacita evoluído com altas razões S/Cl. A atividade de fluxo de cinzas da fase III é atribuída à diminuição do conteúdo de gás, indicada por razões reduzidas de S/Cl e aumento da densidade dos clastos da pumita cinza menos evoluída. Os eventos climáticos são atribuídos à limpeza do ventilação e ao esgotamento do dacita evoluído.

@article{doi101029jb092ib10p10237,
    author = "Criswell, C. William",
    title = "Cronologia e estratigrafia piroclástica da erupção do Monte St. Helens, Washington, em 18 de maio de 1980",
    year = "1987",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Muitas observações temporizadas permitem subdividir a erupção pliniana de 9 horas do Monte St. Helens em 18 de maio de 1980 em seis fases, definidas pelo estilo da erupção. As fases são correlacionadas com subunidades estratigráficas de teofra de cinzas e depósitos de fluxo piroclástico. O conjunto de depósitos piroclásticos indica que a erupção tornou-se mais rica em pumita e composicionalmente diversa com o tempo, talvez devido à erupção simultânea de partes menos evoluídas e pobres em gás do corpo magmático com as partes mais evoluídas e ricas em gás. A fase paroxismal I (0832–0900) consistiu em deslizamentos de terra, fluxos piroclásticos líticos de uma explosão lateral e outras explosões, e uma coluna pré-pliniana fraca. Os depósitos piroclásticos da fase I incluem depósitos de fluxo de cinzas líticos intercalados e sobrepondo o volumoso depósito de avalanche de detritos e a teofra de lapilli de pumita basal que subjaz a uma camada de cinzas pisolíticas. A fase pliniana inicial II (0900–1215) consistiu na ejeção vertical de teofra com um pulso inicial de pequenos fluxos piroclásticos nas encostas superiores (1010–1035), um breve período de ejeção de cinzas líticas (1035–1100) e um pulso rico em pumita que acompanhou o crescimento na altura da coluna de erupção (1100–1215). Os depósitos incluem fluxos piroclásticos menores na borda do cráter e uma sequência inversamente graduada de teofra proximal que inclui a camada inferior de lapilli de pumita, a camada inferior de cinzas líticas e a camada intermediária de lapilli de pumita, todas as quais consistem em pumita dacítica branca evoluída (63–64% SiO2). Durante a fase III de fluxo de cinzas inicial (1215–1500), a altura da coluna de erupção diminuiu, a ejeção vertical de teofra cessou e os fluxos piroclásticos foram alimentados por fontes intermitentes. Os depósitos da fase III consistem em uma sequência mal exposta (.≤12 m) de tufos de fluxo de cinzas que consistem em muitas unidades de fluxo finas (≤2 m cada) contendo pumita branca dacítica (63–64% SiO2) e andesito silicático cinza mais denso (61–62% SiO2), e depósitos de nuvem de cinzas de grão fino intercalados com uma camada intermediária de cinzas de pumita não graduada. A fase climática IV (1500–1715) desenvolveu-se em duas etapas: fluxos piroclásticos alimentados por fontes, seguidos por um pulso curto (1625–1715) de ejeção vertical vigorosa de teofra. Essas etapas foram acompanhadas, respectivamente, pelo pico de liberação de energia sísmica e pela altura máxima da coluna de erupção. Os depósitos climáticos consistem em uma sequência espessa (≤35 m) de folhas espessas de fluxo de cinzas ricas em lapilli (4–12 m cada) com pumita branca e cinza, e bandas estriadas de escória (60% SiO2) em clastos de brecha de pumita, e a camada superior de lapilli de pumita inversamente graduada que é intercalada com depósitos de nuvem de cinzas de grão fino. Durante a fase V de fluxo de cinzas tardia (1715–1815), a intensidade da erupção diminuiu, mas incluiu um breve episódio de pequenos fluxos piroclásticos (1745–1815). Os depósitos da fase V consistem em pequenos lobos distributários de tufos de fluxo de cinzas contendo pumita branca e cinza, e depósitos menores de cinza fina. A atividade da fase VI (1815 a 19 de maio de 1980) consistiu em uma pluma de cinzas de baixa energia, com aumentos transitórios de intensidade, enquanto a sismicidade continuava em profundidade. A descarga vertical sustentada da fase II precedeu o dacita evoluído com altas razões S/Cl. A atividade de fluxo de cinzas da fase III é atribuída à diminuição do conteúdo de gás, indicada por razões reduzidas de S/Cl e aumento da densidade dos clastos da pumita cinza menos evoluída. Os eventos climáticos são atribuídos à limpeza do ventilação e ao esgotamento do dacita evoluído.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb092ib10p10237",
    doi = "10.1029/jb092ib10p10237",
    openalex = "W1988813554",
    references = "openalexw2623958108"
}

Nos 6 anos seguintes à erupção de 1980 do Monte St. Helens no estado de Washington, a invasão de plantas vasculares em substratos estéreis em habitats subalpinos foi limitada, apesar da proximidade de fontes de sementes de vegetação rebrotada. De 1983 a 1985, contamos mudas do 1º ano e estimamos a cobertura percentual de adultos em grades de parcelas permanentes localizadas ao longo do ecótono entre a vegetação residual e o substrato estéril criado em 1980. Encontramos que (1) o recrutamento de mudas diminuiu de 1983 a 1985, aparentemente em resposta à seca; (2) a maioria das mudas ocorreu dentro de 3 m de um adulto conspecífico; e (3) parcelas com cobertura vegetal intermediária (5—72%) continham uma fração significativamente maior de mudas do que as parcelas não vegetadas. Assim, a dispersão é limitada em muitas espécies e as plantas-núpcias podem desempenhar um papel chave na captura de sementes e na promoção do estabelecimento de mudas. Semeados 16 000 sementes viáveis de 22 espécies subalpinas em 264 parcelas em substratos estéreis em dois locais no vulcão. O desenho foi fatorial completo, com espécie, local e fertilizante como tratamentos. A sobrevivência até 1985 variou de 0 a 12%, com Sitanion jubatum, Stipa occidentalis, Polygonum newberryi, Eriogonum pyrolifolium e Spraguea umbellata atingindo os valores mais altos. A sobrevivência correlacionou-se com a massa da semente e foi maior no local onde a superfície pré-erupção estava exposta. O fertilizante aumentou o tamanho da maioria das mudas, mas teve apenas um efeito marginal na sobrevivência. Espécies com alta tolerância ambiental geralmente dispersaram curtas distâncias, enquanto espécies que dispersaram mais longe geralmente tinham baixas tolerâncias e aparentemente requerem melhoria do local antes do estabelecimento. O caminho da sucessão inicial depende da posição espacial e das capacidades de dispersão das espécies no banco de sementes e pode não refletir gradientes ambientais.

@article{doi1023071938349,
    author = "Wood, David M. and del Moral, Roger",
    title = "Mecanismos de Sucessão Primária Inicial em Habitats Subalpinos no Monte St. Helens",
    year = "1987",
    journal = "Ecology",
    abstract = "Nos 6 anos seguintes à erupção de 1980 do Monte St. Helens no estado de Washington, a invasão de plantas vasculares em substratos estéreis em habitats subalpinos foi limitada, apesar da proximidade de fontes de sementes de vegetação rebrotada. De 1983 a 1985, contamos mudas do 1º ano e estimamos a cobertura percentual de adultos em grades de parcelas permanentes localizadas ao longo do ecótono entre a vegetação residual e o substrato estéril criado em 1980. Encontramos que (1) o recrutamento de mudas diminuiu de 1983 a 1985, aparentemente em resposta à seca; (2) a maioria das mudas ocorreu dentro de 3 m de um adulto conspecífico; e (3) parcelas com cobertura vegetal intermediária (5—72\%) continham uma fração significativamente maior de mudas do que as parcelas não vegetadas. Assim, a dispersão é limitada em muitas espécies e as plantas-núpcias podem desempenhar um papel chave na captura de sementes e na promoção do estabelecimento de mudas. Semeados 16 000 sementes viáveis de 22 espécies subalpinas em 264 parcelas em substratos estéreis em dois locais no vulcão. O desenho foi fatorial completo, com espécie, local e fertilizante como tratamentos. A sobrevivência até 1985 variou de 0 a 12\%, com Sitanion jubatum, Stipa occidentalis, Polygonum newberryi, Eriogonum pyrolifolium e Spraguea umbellata atingindo os valores mais altos. A sobrevivência correlacionou-se com a massa da semente e foi maior no local onde a superfície pré-erupção estava exposta. O fertilizante aumentou o tamanho da maioria das mudas, mas teve apenas um efeito marginal na sobrevivência. Espécies com alta tolerância ambiental geralmente dispersaram curtas distâncias, enquanto espécies que dispersaram mais longe geralmente tinham baixas tolerâncias e aparentemente requerem melhoria do local antes do estabelecimento. O caminho da sucessão inicial depende da posição espacial e das capacidades de dispersão das espécies no banco de sementes e pode não refletir gradientes ambientais.",
    url = "https://doi.org/10.2307/1938349",
    doi = "10.2307/1938349",
    openalex = "W2052118511"
}

Resumo O desenvolvimento de canais de riacho em resposta à erupção do Monte St. Helens em 18 de maio de 1980 resultou em algumas das maiores taxas de produção de sedimentos documentadas em qualquer lugar da Terra. O desenvolvimento de novos canais no depósito de deslizamento de detritos de 2,7 km³ no North Fork Toutle River causou erosão líquida de até 1,3 x 105 t km−2 anualmente. O desenvolvimento desses canais seguiu uma sequência de quatro etapas: iniciação de canal, entalhe de canal com razão relativamente constante de largura para profundidade, alargamento de canal acompanhado por aggradação e alargamento de canal acompanhado por escavação e preenchimento com pouca mudança na elevação média do canal. Esses canais permanecem instáveis tanto em largura quanto em elevação. Lahares afetaram a morfologia do canal e do vale em todas as encostas do vulcão. Trechos íngremes a montante geralmente foram entalhados e alargados durante o primeiro ano após a erupção e aggradaram durante os três anos seguintes. Trechos de baixa inclinação a jusante aggradaram e alargaram-se durante o primeiro ano e foram entalhados durante os três anos seguintes. Os ajustes mais rápidos ocorreram durante os dois primeiros invernos após a erupção. O efeito principal da explosão nos canais em toda a área devastada de 550 km² foi a subsequente entrega rápida de sedimentos de tamanho areia e silte erodidos das encostas. Canais aggradaram durante as primeiras tempestades do inverno de 1980–1981, mas foram entalhados durante tempestades posteriores no mesmo inverno. O subsequente aumento do canal foi limitado por troncos depositados nos canais pela explosão e por deslizamentos rasos de detritos pós-1980. Desde 1984, a instabilidade e a sedimentação em canais afetados por lahares e explosões estiveram dentro da faixa dos níveis pré-1980.

@article{doi10108002626668909491318,
    author = "Meyer, David F. e Martinson, Holly A.",
    title = "Taxas e processos de desenvolvimento e recuperação de canais após a erupção de 1980 do Monte St. Helens, Washington",
    year = "1989",
    journal = "Hydrological Sciences Journal",
    abstract = "Resumo O desenvolvimento de canais de riacho em resposta à erupção do Monte St. Helens em 18 de maio de 1980 resultou em algumas das maiores taxas de produção de sedimentos documentadas em qualquer lugar da Terra. O desenvolvimento de novos canais no depósito de deslizamento de detritos de 2,7 km³ no North Fork Toutle River causou erosão líquida de até 1,3 x 105 t km−2 anualmente. O desenvolvimento desses canais seguiu uma sequência de quatro etapas: iniciação de canal, entalhe de canal com razão relativamente constante de largura para profundidade, alargamento de canal acompanhado por aggradação e alargamento de canal acompanhado por escavação e preenchimento com pouca mudança na elevação média do canal. Esses canais permanecem instáveis tanto em largura quanto em elevação. Lahares afetaram a morfologia do canal e do vale em todas as encostas do vulcão. Trechos íngremes a montante geralmente foram entalhados e alargados durante o primeiro ano após a erupção e aggradaram durante os três anos seguintes. Trechos de baixa inclinação a jusante aggradaram e alargaram-se durante o primeiro ano e foram entalhados durante os três anos seguintes. Os ajustes mais rápidos ocorreram durante os dois primeiros invernos após a erupção. O efeito principal da explosão nos canais em toda a área devastada de 550 km² foi a subsequente entrega rápida de sedimentos de tamanho areia e silte erodidos das encostas. Canais aggradaram durante as primeiras tempestades do inverno de 1980–1981, mas foram entalhados durante tempestades posteriores no mesmo inverno. O subsequente aumento do canal foi limitado por troncos depositados nos canais pela explosão e por deslizamentos rasos de detritos pós-1980. Desde 1984, a instabilidade e a sedimentação em canais afetados por lahares e explosões estiveram dentro da faixa dos níveis pré-1980.",
    url = "https://doi.org/10.1080/02626668909491318",
    doi = "10.1080/02626668909491318",
    openalex = "W2064677586"
}

Resumo As características de infiltração e erosão de dois depósitos de teфра da erupção de 1980 do Monte St. Helens, Washington, foram avaliadas usando um simulador de chuva e modelos de processo selecionados. Os depósitos consistiam em um perfil silto-arenoso de 20 cm de espessura na bacia do Shultz Creek e em um perfil de 35 cm de espessura contendo uma camada de pumita-seixo de 15–20 cm na bacia do Clearwater Creek. No Shultz Creek, a infiltração foi afetada pela crosta superficial e pela erosão. As taxas de infiltração em regime permanente variaram de 0,21 a 0,51 cm h−1 em setembro de 1980 e de 0,41 a 0,71 cm h−1 em agosto de 1981. A erosão em sulcos contrabalançou os efeitos da crosta expondo a teфра mais permeável e a superfície de preempção. As taxas de erosão em 1980 diminuíram rapidamente com simulações sucessivas de chuva. As taxas de erosão em 1981 foram 65–80% menores do que em 1980 e foram mais estáveis. No Clearwater Creek, a crosta superficial era menos evidente e a erosão laminar era dominante. A taxa de infiltração em regime permanente em 1981 foi de 2,92 cm h−1. O volume de escoamento superficial foi pequeno, mas o fluxo subterrâneo através da pumita-seixo foi substancial.

@article{doi10108002626668909491338,
    author = "Leavesley, G. H. e Lusby, Gregg C. e Lichty, R.W.",
    title = "Características de infiltração e erosão de depósitos de teфра selecionados da erupção de 1980 do Monte St. Helens, Washington, EUA",
    year = "1989",
    journal = "Hydrological Sciences Journal",
    abstract = "Resumo As características de infiltração e erosão de dois depósitos de teфра da erupção de 1980 do Monte St. Helens, Washington, foram avaliadas usando um simulador de chuva e modelos de processo selecionados. Os depósitos consistiam em um perfil silto-arenoso de 20 cm de espessura na bacia do Shultz Creek e em um perfil de 35 cm de espessura contendo uma camada de pumita-seixo de 15–20 cm na bacia do Clearwater Creek. No Shultz Creek, a infiltração foi afetada pela crosta superficial e pela erosão. As taxas de infiltração em regime permanente variaram de 0,21 a 0,51 cm h−1 em setembro de 1980 e de 0,41 a 0,71 cm h−1 em agosto de 1981. A erosão em sulcos contrabalançou os efeitos da crosta expondo a teфра mais permeável e a superfície de preempção. As taxas de erosão em 1980 diminuíram rapidamente com simulações sucessivas de chuva. As taxas de erosão em 1981 foram 65–80% menores do que em 1980 e foram mais estáveis. No Clearwater Creek, a crosta superficial era menos evidente e a erosão laminar era dominante. A taxa de infiltração em regime permanente em 1981 foi de 2,92 cm h−1. O volume de escoamento superficial foi pequeno, mas o fluxo subterrâneo através da pumita-seixo foi substancial.",
    url = "https://doi.org/10.1080/02626668909491338",
    doi = "10.1080/02626668909491338",
    openalex = "W1979668137"
}

Parte 1 Transporte de calor e massa em sistemas magmáticos: um modelo de compactação para transporte de fusão no astenosfera da Terra - O modelo básico, aplicações, A.C. Fowler pontos quentes, swellings e plumas do manto, P. Olson ondas de magma e dinâmica diapírica, J.A. Whitehead um estudo experimental da migração de fusão em um sistema olivina-fusão, G.N. Riles, Jr. e D.L. Kohlstedt solidificação e fusão ao longo de diques pelo fluxo laminar de magma basáltico, P.M. Bruce e H.E. Huppert sobre o papel do fluxo laminar e turbulento em fraturas de magma impulsionadas por empuxo, D.L. Turcotte simulações computacionais de erupções vulcânicas explosivas, K.H. Wohletz e G.A. Valentine as propriedades de transporte térmico in-situ e a estrutura térmica das unidades eruptivas do Monte Saint Helens. M.P. Ryan et al. Parte 2 Estrutura de transporte, mecânica e dinâmica de sistemas magmáticos: extração de fusão de peridotitos do manto: fraturamento hidráulico e fluxo poroso, com consequências para a atividade de dorsais oceânicas, A. Nicolas sobre a natureza física do sistema de transporte de magma islandês, M.P. Ryan dinâmica da Caldera de Drafla, Noruega Islandesa - 1975-1985, J.A. Ewart et al geração de magma no manto superior inferida de medições sísmicas em peridotito sob alta pressão e temperatura, H. Sato e I.S. Sacks diferenças no armazenamento de magma em diferentes ambientes vulcânicos conforme revelado por tomografia sísmica - Centros vulcânicos silicáticos e vulcões relacionados à subducção, H.M. Iyer restrições geofísicas e observacionais para taxas de ascensão de magma dacítico no Monte Saint Helens, E.T. Endo et al fontes de pressão e deformação do solo induzida associada a erupções explosivas em um vulcão andesítico - Vulcão Sakurajima, Japão, K. Ishihara transporte de magma de alto nível no vulcão Monte Etna, conforme deduzido de medições de deformação do solo, J.B. Murray estilos mudantes de erupção efusiva do Monte Etna desde 1600 D.C., J.W. Hughes et al.

@book{openalexw597459718,
    author = "Ryan, Michael P. e de Source to Eruption Site, Storage",
    title = "Transporte e armazenamento de magma",
    year = "1990",
    booktitle = "Wiley eBooks",
    abstract = "Parte 1 Transporte de calor e massa em sistemas magmáticos: um modelo de compactação para transporte de fusão no astenosfera da Terra - O modelo básico, aplicações, A.C. Fowler pontos quentes, swellings e plumas do manto, P. Olson ondas de magma e dinâmica diapírica, J.A. Whitehead um estudo experimental da migração de fusão em um sistema olivina-fusão, G.N. Riles, Jr. e D.L. Kohlstedt solidificação e fusão ao longo de diques pelo fluxo laminar de magma basáltico, P.M. Bruce e H.E. Huppert sobre o papel do fluxo laminar e turbulento em fraturas de magma impulsionadas por empuxo, D.L. Turcotte simulações computacionais de erupções vulcânicas explosivas, K.H. Wohletz e G.A. Valentine as propriedades de transporte térmico in-situ e a estrutura térmica das unidades eruptivas do Monte Saint Helens. M.P. Ryan et al. Parte 2 Estrutura de transporte, mecânica e dinâmica de sistemas magmáticos: extração de fusão de peridotitos do manto: fraturamento hidráulico e fluxo poroso, com consequências para a atividade de dorsais oceânicas, A. Nicolas sobre a natureza física do sistema de transporte de magma islandês, M.P. Ryan dinâmica da Caldera de Drafla, Noruega Islandesa - 1975-1985, J.A. Ewart et al geração de magma no manto superior inferida de medições sísmicas em peridotito sob alta pressão e temperatura, H. Sato e I.S. Sacks diferenças no armazenamento de magma em diferentes ambientes vulcânicos conforme revelado por tomografia sísmica - Centros vulcânicos silicáticos e vulcões relacionados à subducção, H.M. Iyer restrições geofísicas e observacionais para taxas de ascensão de magma dacítico no Monte Saint Helens, E.T. Endo et al fontes de pressão e deformação do solo induzida associada a erupções explosivas em um vulcão andesítico - Vulcão Sakurajima, Japão, K. Ishihara transporte de magma de alto nível no vulcão Monte Etna, conforme deduzido de medições de deformação do solo, J.B. Murray estilos mudantes de erupção efusiva do Monte Etna desde 1600 D.C., J.W. Hughes et al.",
    openalex = "W597459718"
}

Os dacitos do Monte St. Helens de 1980–1986 recentes contêm o conjunto de fenocristais, plagioclásio, anfibólio, piroxênio de baixo Ca, magnetita, ilmenita e raro piroxênio de alto Ca, o que indica que todos originaram-se de um reservatório a 8 km de profundidade a 900°±20°C com X H2O = 0,67 no fluido, de acordo com dados experimentais. As composições de fenocristais de óxidos de ferro-titânio indicam que todos os magmas dacíticos posteriores a 18 de maio erupcionaram a 900°±20°C, exceto a extrusão final de lava em outubro de 1986; o reservatório de magma pode ter resfriado para 866°C até outubro de 1986. Os anfibólios no magma posterior a 18 de maio de 1980 contêm uma ou mais populações de anfibólios caracterizadas por bordas de reação de diferentes espessuras. O desenvolvimento das bordas de reação de anfibólio nessas rochas é uma resposta à perda de água do magma coexistente durante uma ascensão aproximadamente adiabática de um reservatório profundo. Experimentos de decompressão isotérmica a P e T constantes mostram que, durante uma decompressão a taxa constante de 900°C de 8 km até a superfície, nenhuma borda de reação se desenvolve no anfibólio em 4 dias, uma borda de 10 μm se desenvolve em 10 dias e uma borda de 35 μm se desenvolve em 20 dias. Esses dados experimentais e histogramas de larguras de borda nos dacitos do Monte St. Helens de 1980–1986 mostram que as erupções posteriores a 18 de maio são compostas em grande parte por magma representado por uma população de anfibólios de borda fina, magma que ascendeu do reservatório profundo (8 km) em 6 a 10 dias. O restante de cada amostra consiste em magma contendo anfibólios com bordas de reação variando de 14 a 60 μm, magma que aparentemente passou de 8 a 25 dias ao longo das margens do conduto antes de ser misturado minuciosamente (escala milimétrica) no magma erupcionado. A mistura em um dacito viscoso e de ascensão lenta pode ser aprimorada pelo seu fluxo através de magma parcialmente cristalizado implantado anteriormente e pela evolução e perda de uma grande população de vesículas. A calibração experimental da largura da borda de reação de anfibólio versus tempo de decompressão resulta em velocidades médias de ascensão para dacitos posteriores a 18 de maio de aproximadamente 15–30 m/h para magma representado pelos anfibólios de borda grossa e de 35 a 50 m/h para magma representado pelos cristais de borda fina. Uma taxa de ascensão de >66 m/h é indicada para a erupção de 18 de maio de 1980, que contém anfibólios sem bordas de reação. O volume de crescimento endógeno do domo que precedeu a extrusão de magma recém-derivado da região de fonte profunda sugere que o volume efetivo do conduto abaixo do Monte St. Helens em 1981–1982 era equivalente a um cilindro de 8 km de comprimento e 8–9 m de raio.

@article{doi10102993jb01613,
    author = "Rutherford, M. J. and Hill, Peter M.",
    title = "Taxas de ascensão de magma a partir da decomposição de anfibólio: Um estudo experimental aplicado às erupções do Monte St. Helens de 1980–1986",
    year = "1993",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Os dacitos do Monte St. Helens de 1980–1986 recentes contêm o conjunto de fenocristais, plagioclásio, anfibólio, piroxênio de baixo Ca, magnetita, ilmenita e raro piroxênio de alto Ca, o que indica que todos originaram-se de um reservatório a 8 km de profundidade a 900°±20°C com X H2O = 0,67 no fluido, de acordo com dados experimentais. As composições de fenocristais de óxidos de ferro-titânio indicam que todos os magmas dacíticos posteriores a 18 de maio erupcionaram a 900°±20°C, exceto a extrusão final de lava em outubro de 1986; o reservatório de magma pode ter resfriado para 866°C até outubro de 1986. Os anfibólios no magma posterior a 18 de maio de 1980 contêm uma ou mais populações de anfibólios caracterizadas por bordas de reação de diferentes espessuras. O desenvolvimento das bordas de reação de anfibólio nessas rochas é uma resposta à perda de água do magma coexistente durante uma ascensão aproximadamente adiabática de um reservatório profundo. Experimentos de decompressão isotérmica a P e T constantes mostram que, durante uma decompressão a taxa constante de 900°C de 8 km até a superfície, nenhuma borda de reação se desenvolve no anfibólio em 4 dias, uma borda de 10 μm se desenvolve em 10 dias e uma borda de 35 μm se desenvolve em 20 dias. Esses dados experimentais e histogramas de larguras de borda nos dacitos do Monte St. Helens de 1980–1986 mostram que as erupções posteriores a 18 de maio são compostas em grande parte por magma representado por uma população de anfibólios de borda fina, magma que ascendeu do reservatório profundo (8 km) em 6 a 10 dias. O restante de cada amostra consiste em magma contendo anfibólios com bordas de reação variando de 14 a 60 μm, magma que aparentemente passou de 8 a 25 dias ao longo das margens do conduto antes de ser misturado minuciosamente (escala milimétrica) no magma erupcionado. A mistura em um dacito viscoso e de ascensão lenta pode ser aprimorada pelo seu fluxo através de magma parcialmente cristalizado implantado anteriormente e pela evolução e perda de uma grande população de vesículas. A calibração experimental da largura da borda de reação de anfibólio versus tempo de decompressão resulta em velocidades médias de ascensão para dacitos posteriores a 18 de maio de aproximadamente 15–30 m/h para magma representado pelos anfibólios de borda grossa e de 35 a 50 m/h para magma representado pelos cristais de borda fina. Uma taxa de ascensão de >66 m/h é indicada para a erupção de 18 de maio de 1980, que contém anfibólios sem bordas de reação. O volume de crescimento endógeno do domo que precedeu a extrusão de magma recém-derivado da região de fonte profunda sugere que o volume efetivo do conduto abaixo do Monte St. Helens em 1981–1982 era equivalente a um cilindro de 8 km de comprimento e 8–9 m de raio.",
    url = "https://doi.org/10.1029/93jb01613",
    doi = "10.1029/93jb01613",
    openalex = "W2002132035",
    references = "doi101007bf00278003"
}

O Monte Rainier é potencialmente o vulcão mais perigoso da Cordilheira das Cascadas devido à sua grande altura, terremotos frequentes, sistema hidrotermal ativo e extenso manto glacial. Muitos fluxos de detritos e suas fases distais inundaram áreas muito distantes do vulcão durante o período pós-glacial. Dois tipos de fluxos de detritos, coesivos e não coesivos, têm origens e comportamentos radicalmente diferentes que se relacionam empiricamente com o teor de argila. Os dois tipos são as principais subpopulações de fluxos de detritos no Monte Rainier. O comportamento dos fluxos coesivos é afetado pela coesão e adesão das partículas; os fluxos não coesivos são dominados por colisões de partículas na medida em que a cataclase de partículas se torna comum durante cisalhamento próximo à fronteira. Fluxos de detritos coesivos contêm mais de 3 a 5 por cento de sedimento de tamanho argila. A composição desses fluxos mudou pouco enquanto viajavam mais de 100 quilômetros do Monte Rainier para inundar partes da planície costeira de Puget Sound, agora habitada. Eles originam-se como falhas profundas de setores do edifício vulcânico, e tais falhas são suficientemente frequentes para serem o processo destrutivo principal da evolução morfológica do Monte Rainier. Em vários depósitos de grandes fluxos coesivos, uma fácies lateral, portadora de megaclastos (com superfície em forma de montículo ou ondulada) contrasta com uma fácies mais rica em argila no centro dos vales e a jusante. Fluxos coesivos no Monte Rainier não correlacionam fortemente com atividade vulcânica e, portanto, podem ocorrer sem aviso prévio, possivelmente desencadeados por terremotos não magmáticos ou por mudanças no sistema hidrotermal. Fluxos de detritos não coesivos contêm menos de 3 a 5 por cento de sedimento de tamanho argila. Eles se formam mais comumente pelo aumento de volume do sedimento em surtos de água, mas alguns originam-se diretamente ou indiretamente de falhas de encosta rasas que não penetram no núcleo do vulcão alterado hidrotermalmente. Em contraste com os fluxos coesivos, a maioria dos fluxos não coesivos transforma-se tanto de quanto para outros tipos de fluxo e, portanto, são os segmentos médios de ondas de fluxo que começam e terminam como surtos de inundação. Próximamente, através do aumento de volume de detritos vulcanoclásticos mal classificados nas encostas do vulcão, as ondas de fluxo expandem-se rapidamente em volume ao transformar-se de surtos de água através de fluxo de corrente hiperconcentrado (20 a 60 por cento de sedimento em volume) para fluxo de detritos. Distalmente, as transformações ocorrem mais lentamente na ordem inversa - de fluxo de detritos, para fluxo hiperconcentrado e, finalmente, para fluxo de corrente normal com menos de 20 por cento de sedimento em volume. Durante a corrida dos maiores fluxos não coesivos, o fluxo hiperconcentrado continuou por até 40 a 70 quilômetros. Lahares (fluxos de detritos vulcânicos e seus depósitos) ocorreram frequentemente no Monte Rainier ao longo dos últimos milhares de anos e, geralmente, não se agruparam dentro de períodos eruptivos discretos como no Monte St. Helens. Uma exceção é um período de grandes fluxos não coesivos durante e após a construção do cone moderno do topo. Depósitos de fluxos de corrida de lahar, as fases distais hiperconcentradas dos lahares, documentam a frequência e a extensão dos lahares não coesivos. Esses depósitos também registram as seguintes transformações de fluxos de detritos: (1) a diluição progressiva direta de fluxo de detritos para fluxo hiperconcentrado, (2) deposição de lóbulos sucessivamente mais finos de detritos até que apenas a cauda hiperconcentrada do fluxo permaneça para continuar a jusante, e (3) desaguamento de depósitos de fluxo de detritos grosseiros para produzir fluxo de detritos fino ou fluxo hiperconcentrado. Três histórias de casos de planejamento ou projeto representam diferentes durações do período pós-glacial. O Caso I é representativo de grandes fluxos de detritos coesivos infrequentes (500 a 1.000 anos em média). Esses fluxos precisam ser considerados no planejamento de longo prazo em vales ao redor do vulcão. O Caso II generaliza os fluxos de detritos não coesivos de tamanho intermediário e recorrência (100 a 500 anos). Este caso é apropriado para consideração em alguns projetos estruturais. Os fluxos do Caso III são

@article{doi103133pp1547,
    author = "Scott, Keith and Vallance, James W. and Pringle, Patrick T.",
    title = "Sedimentologia, Comportamento e Perigos de Fluxos de Detritos no Monte Rainier, Washington",
    year = "1995",
    journal = "USGS professional paper",
    abstract = "O Monte Rainier é potencialmente o vulcão mais perigoso da Cordilheira das Cascadas devido à sua grande altura, terremotos frequentes, sistema hidrotermal ativo e extenso manto glacial. Muitos fluxos de detritos e suas fases distais inundaram áreas muito distantes do vulcão durante o período pós-glacial. Dois tipos de fluxos de detritos, coesivos e não coesivos, têm origens e comportamentos radicalmente diferentes que se relacionam empiricamente com o teor de argila. Os dois tipos são as principais subpopulações de fluxos de detritos no Monte Rainier. O comportamento dos fluxos coesivos é afetado pela coesão e adesão das partículas; os fluxos não coesivos são dominados por colisões de partículas a ponto de a cataclase de partículas se tornar comum durante cisalhamento próximo à fronteira. Fluxos de detritos coesivos contêm mais de 3 a 5 por cento de sedimento de tamanho de argila. A composição desses fluxos mudou pouco enquanto viajavam mais de 100 quilômetros do Monte Rainier para inundar partes da planície costeira de Puget Sound, agora habitada. Eles originam-se como falhas profundas em setores da estrutura vulcânica, e tais falhas são suficientemente frequentes para serem o principal processo destrutivo da evolução morfológica do Monte Rainier. Em vários depósitos de grandes fluxos coesivos, uma fácies lateral, portadora de megaclastos (com superfície em forma de montículo ou irregular) contrasta com uma fácies mais rica em argila no centro dos vales e a jusante. Fluxos coesivos no Monte Rainier não correlacionam fortemente com atividade vulcânica e, portanto, podem ocorrer sem aviso prévio, possivelmente desencadeados por terremotos não magmáticos ou por mudanças no sistema hidrotermal. Fluxos de detritos não coesivos contêm menos de 3 a 5 por cento de sedimento de tamanho de argila. Eles se formam mais comumente pelo aumento de volume do sedimento em surtos de água, mas alguns originam-se diretamente ou indiretamente de falhas de encosta rasas que não penetram no núcleo do vulcão alterado hidrotermalmente. Em contraste com os fluxos coesivos, a maioria dos fluxos não coesivos transforma-se tanto de quanto para outros tipos de fluxo e, portanto, são os segmentos médios de ondas de fluxo que começam e terminam como surtos de inundação. Próximamente, através do aumento de volume de detritos vulcanoclásticos mal classificados nas encostas do vulcão, as ondas de fluxo expandem-se rapidamente em volume ao transformar-se de surtos de água através de fluxo de corrente hiperconcentrado (20 a 60 por cento de sedimento em volume) para fluxo de detritos. Distalmente, as transformações ocorrem mais lentamente na ordem inversa - de fluxo de detritos, para fluxo hiperconcentrado e, finalmente, para fluxo de corrente normal com menos de 20 por cento de sedimento em volume. Durante a corrida dos maiores fluxos não coesivos, o fluxo hiperconcentrado continuou por até 40 a 70 quilômetros. Lahares (fluxos de detritos vulcânicos e seus depósitos) ocorreram frequentemente no Monte Rainier ao longo dos últimos milhares de anos e, geralmente, não se agruparam dentro de períodos eruptivos discretos como no Monte St. Helens. Uma exceção é um período de grandes fluxos não coesivos durante e após a construção do cone moderno do topo. Depósitos de fluxos de corrida de lahar, as fases distais hiperconcentradas dos lahares, documentam a frequência e a extensão dos lahares não coesivos. Esses depósitos também registram as seguintes transformações de fluxos de detritos: (1) a diluição progressiva direta de fluxo de detritos para fluxo hiperconcentrado, (2) deposição de lóbulos sucessivamente mais finos de detritos até que apenas a cauda hiperconcentrada do fluxo permaneça para continuar a jusante, e (3) desaguamento de depósitos de fluxo de detritos grosseiros para produzir fluxo de detritos fino ou fluxo hiperconcentrado. Três histórias de casos de planejamento ou projeto representam diferentes durações do período pós-glacial. O Caso I é representativo de grandes fluxos de detritos coesivos infrequentes (500 a 1.000 anos em média). Esses fluxos precisam ser considerados no planejamento de longo prazo em vales ao redor do vulcão. O Caso II generaliza os fluxos de detritos não coesivos de tamanho intermediário e recorrência (100 a 500 anos). Este caso é apropriado para consideração em alguns projetos estruturais. Os fluxos do Caso III são",
    url = "https://doi.org/10.3133/pp1547",
    doi = "10.3133/pp1547",
    openalex = "W1484627669",
    references = "doi10100797836426975939, doi1010160040195171900382, doi1010160169555x91900278, doi1010160377027384900027, doi101029tr035i006p00951, doi101086627271, doi101130reg7p1, doi102110pec79270075, openalexw1555930968, openalexw1598633756"
}

Os efeitos do isolamento na sucessão primária são mal documentados. Monitorei a recuperação da vegetação em dois lahars (fluxos de lama) do Monte St. Helens com diferentes graus de isolamento usando parcelas contíguas. Dezessete anos após a erupção, a riqueza de espécies estava estável, mas a cobertura continuou a aumentar. O fato de que o isolamento afeta a estrutura da comunidade foi confirmado de várias maneiras. As hierarquias de dominância dos lahars diferiram drasticamente. A análise de correspondência desviada em Lahar I mostrou uma tendência relacionada à distância de uma floresta adjacente, enquanto a vegetação em Lahar II era relativamente homogênea. Espectros de formas de crescimento e tipos de dispersão também diferiram. Lahar I era dominado por espécies com capacidade modesta de dispersão, enquanto Lahar II era dominado por espécies com melhor dispersão. A variação entre as parcelas deve diminuir com o tempo, uma previsão confirmada em Lahar II. Lahar I permaneceu heterogêneo apesar de ter desenvolvido cobertura significativamente maior. Aqui, o aumento da distância da floresta impediu que as parcelas se tornassem mais homogêneas. Nesta etapa da sucessão primária inicial, nenhum lahar está convergindo para a composição de espécies da vegetação adjacente. Este estudo mostra que o isolamento e a capacidade diferencial de dispersão combinam-se para determinar a estrutura inicial da vegetação. Efeitos estocásticos resultantes de limitações de dispersão podem resistir aos efeitos mais determinísticos da competição que poderiam levar à convergência florística.

@article{moral1998early,
    author = "Moral, Roger del",
    title = "Early succession on lahars spawned by Mount St. Helens",
    year = "1998",
    journal = "American Journal of Botany",
    abstract = "The effects of isolation on primary succession are poorly documented. I monitored vegetation recovery on two Mount St. Helens lahars (mud flows) with different degrees of isolation using contiguous plots. Seventeen years after the eruption, species richness was stable, but cover continued to increase. That isolation affects community structure was confirmed in several ways. The dominance hierarchies of the lahars differed sharply. Detrended correspondence analysis on Lahar I showed a trend related to distance from an adjacent woodland, whereas vegetation on Lahar II was relatively homogeneous. Spectra of growth forms and dispersal types also differed. Lahar I was dominated by species with modest dispersal ability, while Lahar II was dominated by species with better dispersal. Variation between plots should decline through time, a prediction confirmed on Lahar II. Lahar I remained heterogeneous despite having developed significantly higher cover. Here, the increasing distance from the forest has prevented plots from becoming more homogeneous. At this stage of early primary succession, neither lahar is converging towards the species composition of adjacent vegetation. This study shows that isolation and differential dispersal ability combine to determine initial vegetation structure. Stochastic effects resulting from dispersal limitations may resist the more deterministic effects of competition that could lead to floristic convergence.",
    url = "https://doi.org/10.2307/2446417",
    doi = "10.2307/2446417",
    number = "6",
    openalex = "W2118210219",
    pages = "820-828",
    volume = "85",
    references = "doi10100797894009406116, doi101007978940095526419, doi10100797894009919727, doi101038371065a0, doi101046j15231739199206040513x, doi1018900012965819970780081cirlag20co2, doi1023071218728, doi1023071938349, doi1023071939377, doi1023071942661"
}

A complexidade do fluxo e a ampla variedade de processos deposicionais operantes em fluxos de densidade subaquáticos, combinados com a consolidação pós-deposicional e a deformação de sedimentos moles, frequentemente tornam difícil interpretar as características do fluxo original a partir do registro sedimentar. Isso levou a uma considerável confusão na nomenclatura na literatura. Este artigo tenta esclarecer essa situação apresentando uma classificação simples de fluxos de densidade sedimentares, baseada em propriedades físicas do fluxo e mecanismos de suporte de grãos, e discute brevemente as características prováveis dos sedimentos depositados. Fluxos coesivos são comumente referidos como fluxos de detritos e fluxos de lama e definidos com base nas características do sedimento. A fronteira entre fluxos de densidade coesivos e não coesivos (fluxos fricionais) é mal delimitada, mas números adimensionais podem ser úteis para definir limiares de fluxo. Fluxos fricionais incluem uma série contínua de deslizamentos de sedimentos a correntes de turbidez. A subdivisão desses fluxos é feita com base nos mecanismos dominantes de suporte de partículas, que incluem resistência da matriz (em fluxos coesivos), empuxo, pressão de poros, interação grão-grão (causando pressão dispersiva), tensões de Reynolds (turbulência) e suporte do leito (partículas movidas sobre o leito estacionário). O mecanismo dominante de suporte de partículas depende das condições de fluxo, concentração de partículas, distribuição de tamanho de grão e tipo de partícula. Em fluxos de densidade hiperconcentrados, concentrações de sedimentos muito altas (>25% em volume) tornam as interações de partículas de importância majoritária. A diferença entre fluxos de densidade hiperconcentrados e fluxos coesivos é que os primeiros são dominados por atrito. Com a diminuição da concentração de sedimentos, a ordenação vertical de partículas pode resultar de assentamento diferencial, e os fluxos nos quais isso pode ocorrer são denominados fluxos de densidade concentrados. A fronteira entre fluxos de densidade hiperconcentrados e concentrados é definida por uma mudança no comportamento das partículas, de modo que grãos mais densos ou maiores não são mais totalmente suportados pela interação de grãos, permitindo assim ordenação inversa normal da cauda de grãos grosseiros (ou cauda de grãos densos). A concentração na qual essa mudança ocorre depende do tamanho de partícula, ordenação, composição e densidade relativa, de modo que uma única concentração limiar não pode ser definida. Fluxos de densidade concentrados podem ser altamente erosivos e subsequentemente depositar sequências completas ou incompletas de Lowe e Bouma. Por outro lado, o hidrodinamismo na base de fluxos de detritos, e possivelmente também em alguns fluxos hiperconcentrados, pode reduzir o arrasto do fluido, permitindo assim altas velocidades de fluxo enquanto previne erosão em grande escala. Fluxos com concentrações <9% em volume são verdadeiros fluxos de turbidez (sensu Bagnold, 1962), nos quais a turbulência do fluido é o principal mecanismo de suporte de partículas. Fluxos de turbidez e fluxos de densidade concentrados podem ser subdivididos com base na duração do fluxo em surtos instantâneos, fluxos semelhantes a surtos de duração mais longa e correntes quase-estacionárias. A duração do fluxo é mostrada como controlando a natureza dos depósitos resultantes. Correntes de turbidez semelhantes a surtos tendem a produzir sequências clássicas de Bouma, cuja natureza em qualquer local depende de fatores como tamanho do fluxo, tipo de sedimento e proximidade à fonte. Em contraste, correntes de turbidez quase-estacionárias, geradas por efluente fluvial hiperpícnico, podem depositar unidades de coarsening-up (aumento de tamanho de grão) capadas por unidades de fining-up (diminuição de tamanho de grão) (devido a condições de aumento e diminuição respectivamente) e podem também incluir unidades espessas de caráter uniforme (resultando de períodos prolongados de condições quase-estacionárias). Qualquer tipo de fluxo pode mudar progressivamente de caráter ao longo do caminho de transporte, com a transformação resultando principalmente de reduções na concentração de sedimentos através do entrainment progressivo do fluido circundante e/ou deposição de sedimentos. A taxa de entrainment de fluido, e consequentemente a transformação do fluxo, depende de fatores incluindo gradiente de declive, confinamento lateral, rugosidade do leito, espessura do fluxo e profundidade da água. Fluxos com altas e baixas concentrações de sedimentos podem coexistir em um único evento de transporte devido a transformações de fluxo descendente, estratificação do fluxo ou desenvolvimento de camada de cisalhamento da interface de mistura com a água subjacente (formação de nuvem de mistura). Depósitos de um evento de fluxo individual em um local podem, portanto, formar-se de uma sucessão de diferentes tipos de fluxo, e isso introduz considerável complexidade na classificação do evento de fluxo ou tipos de fluxo componentes a partir dos depósitos.

@article{doi101046j13653091200100360x,
    author = "Mulder, Thierry and Alexander, Jan",
    title = "O caráter físico de fluxos sedimentares densos subaquáticos e seus depósitos",
    year = "2001",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "A complexidade do fluxo e a ampla variedade de processos deposicionais que operam em fluxos sedimentares densos subaquáticos, combinados com a consolidação pós-deposicional e a deformação de sedimentos moles, frequentemente tornam difícil interpretar as características do fluxo original a partir do registro sedimentar. Isso levou a uma considerável confusão na nomenclatura na literatura. Este artigo tenta esclarecer essa situação apresentando uma classificação simples de fluxos sedimentares densos, baseada em propriedades físicas do fluxo e mecanismos de suporte de grãos, e discute brevemente as características prováveis dos sedimentos depositados. Fluxos coesivos são comumente referidos como fluxos de detritos e fluxos de lama e definidos com base nas características do sedimento. A fronteira entre fluxos densos coesivos e não coesivos (fluxos fricionais) é mal delimitada, mas números adimensionais podem ser úteis para definir limiares de fluxo. Fluxos fricionais incluem uma série contínua de deslizamentos de sedimento a correntes de turbidez. A subdivisão desses fluxos é feita com base nos mecanismos dominantes de suporte de partículas, que incluem resistência da matriz (em fluxos coesivos), empuxo, pressão de poros, interação grão-grão (causando pressão dispersiva), tensões de Reynolds (turbulência) e suporte do leito (partículas movidas sobre o leito estacionário). O mecanismo dominante de suporte de partículas depende das condições de fluxo, concentração de partículas, distribuição de tamanho de grão e tipo de partícula. Em fluxos densos hiperconcentrados, concentrações de sedimentos muito altas (>25% em volume) tornam as interações de partículas de importância majoritária. A diferença entre fluxos densos hiperconcentrados e fluxos coesivos é que os primeiros são dominados por fricção. Com a diminuição da concentração de sedimento, a ordenação vertical de partículas pode resultar de assentamento diferencial, e os fluxos nos quais isso pode ocorrer são denominados fluxos densos concentrados. A fronteira entre fluxos densos hiperconcentrados e concentrados é definida por uma mudança no comportamento das partículas, de modo que grãos mais densos ou maiores não são mais totalmente suportados pela interação de grãos, permitindo assim ordenação normal da cauda de grãos grosseiros (ou cauda de grãos densos). A concentração na qual essa mudança ocorre depende do tamanho das partículas, ordenação, composição e densidade relativa, de modo que uma única concentração limiar não pode ser definida. Fluxos densos concentrados podem ser altamente erosivos e subsequentemente depositar sequências completas ou incompletas de Lowe e Bouma. Por outro lado, o hidrodinamismo na base de fluxos de detritos, e possivelmente também em alguns fluxos hiperconcentrados, pode reduzir o arrasto do fluido, permitindo assim altas velocidades de fluxo enquanto previne erosão em grande escala. Fluxos com concentrações <9% em volume são verdadeiras correntes de turbidez (sensu Bagnold, 1962), nas quais a turbulência do fluido é o principal mecanismo de suporte de partículas. Correntes de turbidez e fluxos densos concentrados podem ser subdivididos com base na duração do fluxo em surtos instantâneos, fluxos semelhantes a surtos de duração mais longa e correntes quase estacionárias. A duração do fluxo é mostrada como controlando a natureza dos depósitos resultantes. Correntes de turbidez semelhantes a surtos tendem a produzir sequências clássicas de Bouma, cuja natureza em qualquer local depende de fatores como tamanho do fluxo, tipo de sedimento e proximidade à fonte. Em contraste, correntes de turbidez quase estacionárias, geradas por efluente fluvial hiperpícnico, podem depositar unidades de coarsening-up (aumento de tamanho) capadas por unidades de fining-up (diminuição de tamanho) (devido a condições de aumento e diminuição, respectivamente) e podem também incluir unidades espessas de caráter uniforme (resultando de períodos prolongados de condições quase estacionárias). Qualquer tipo de fluxo pode mudar progressivamente de caráter ao longo do caminho de transporte, com a transformação resultando principalmente de reduções na concentração de sedimento através do entrainment progressivo do fluido circundante e/ou deposição de sedimento. A taxa de entrainment do fluido, e consequentemente a transformação do fluxo, depende de fatores incluindo gradiente de declive, confinamento lateral, rugosidade do leito, espessura do fluxo e profundidade da água. Fluxos com altas e baixas concentrações de sedimento podem coexistir em um único evento de transporte devido a transformações de fluxo descendente, estratificação do fluxo ou desenvolvimento de camada de cisalhamento da interface de mistura com a água subjacente (formação de nuvem de mistura). Depósitos de um evento de fluxo individual em um local podem, portanto, formar-se de uma sucessão de diferentes tipos de fluxo, e isso introduz considerável complexidade na classificação do evento de fluxo ou dos tipos de fluxo componentes a partir dos depósitos.",
    url = "https://doi.org/10.1046/j.1365-3091.2001.00360.x",
    doi = "10.1046/j.1365-3091.2001.00360.x",
    openalex = "W2120162798",
    references = "doi101007bf00301484, doi101016s0012825297818582, doi101017s0022112089000340, doi10102997rg00426, doi101046j136530912000047s1062x, doi101086626171, doi101086627725, doi101086629747, doi101098rspa19540186, doi101111j136530911983tb00702x, doi101130reg7p1, doi101146annurevearth25185, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d, doi1013065ceadd7616bb11d78645000102c1865d, doi1013065d25cc7916c111d78645000102c1865d, doi10130674d723b52b2111d78648000102c1865d, doi10130674d7262b2b2111d78648000102c1865d, doi102110scn8403, doi102475ajs25012849, nardin1979a, normark1978fan, openalexw1570283708"
}

Resumo. Uma explosão lateral intensa devastou o Monte St. Helens em 1980, mas espécies da sub-bosque florestal sobreviveram em alguns refúgios na encosta norte. Exploramos os efeitos dos refúgios na colonização de pumícia estéril em 1997 e 1998, 18 anos após a erupção. A chuva de sementes de 23 colonizadores veio principalmente de populações que haviam se estabelecido anteriormente em refúgios. Os paraquedistas tinham sementes pequenas e vagais, os parasailistas tinham sementes aladas, e os rolos eram soprados ao longo do solo. Os dois últimos grupos são mais pesados e dispersam mais lentamente, mas têm maior probabilidade de sobreviver. A proporção da vegetação representada por espécies dispersas pelo vento aumentou com a distância dos refúgios. A densidade dos paraquedistas diminuiu com o tempo e a proximidade dos refúgios. À medida que a vegetação adjacente aos refúgios se desenvolveu, as populações de parasailistas e rolos expandiram, prenunciando sua dominância em pumícias mais remotas. Os refúgios desempenharam um papel crítico na determinação da taxa e do curso da sucessão ao fornecer ilhas férteis que permitiram que espécies pioneiras e de pradarias secas se estabelecessem perto de pumícia estéril. Espécies que sobreviveram nos refúgios desempenharam um papel insignificante na colonização. Este estudo mostrou que quando os refúgios contrastam fortemente com novos substratos, eles aceleram a recuperação ao facilitar a invasão de espécies pioneiras.

@article{doi101111j165411032003tb02195x,
    author = "Fuller, R.N. e del Moral, R.",
    title = "O papel de refúgios e dispersão na sucessão primária no Monte St. Helens, Washington",
    year = "2003",
    journal = "Journal of Vegetation Science",
    abstract = "Resumo. Uma explosão lateral intensa devastou o Monte St. Helens em 1980, mas espécies da sub-bosque florestal sobreviveram em alguns refúgios na encosta norte. Exploramos os efeitos dos refúgios na colonização de pumícia estéril em 1997 e 1998, 18 anos após a erupção. A chuva de sementes de 23 colonizadores veio principalmente de populações que haviam se estabelecido anteriormente em refúgios. Os paraquedistas tinham sementes pequenas e vagais, os parasailistas tinham sementes aladas, e os rolos eram soprados ao longo do solo. Os dois últimos grupos são mais pesados e dispersam mais lentamente, mas têm maior probabilidade de sobreviver. A proporção da vegetação representada por espécies dispersas pelo vento aumentou com a distância dos refúgios. A densidade dos paraquedistas diminuiu com o tempo e a proximidade dos refúgios. À medida que a vegetação adjacente aos refúgios se desenvolveu, as populações de parasailistas e rolos expandiram, prenunciando sua dominância em pumícias mais remotas. Os refúgios desempenharam um papel crítico na determinação da taxa e do curso da sucessão ao fornecer ilhas férteis que permitiram que espécies pioneiras e de pradarias secas se estabelecessem perto de pumícia estéril. Espécies que sobreviveram nos refúgios desempenharam um papel insignificante na colonização. Este estudo mostrou que quando os refúgios contrastam fortemente com novos substratos, eles aceleram a recuperação ao facilitar a invasão de espécies pioneiras.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1654-1103.2003.tb02195.x",
    doi = "10.1111/j.1654-1103.2003.tb02195.x",
    openalex = "W4238340471",
    references = "moral1998early"
}

Resumo. Uma explosão lateral intensa devastou o Monte St. Helens em 1980, mas espécies do sub-bosque florestal sobreviveram em alguns 'refúgios' de encosta norte. Exploramos os efeitos dos refúgios na colonização de pumícia estéril em 1997 e 1998, 18 anos após a erupção. A chuva de sementes de 23 colonizadores veio principalmente de populações que haviam se estabelecido previamente em refúgios. Os paraquedistas tinham sementes pequenas e vagais, os parasailistas tinham sementes aladas, e os rolos eram soprados ao longo do solo. Os dois últimos grupos são mais pesados e dispersam mais lentamente, mas têm maior probabilidade de sobreviver. A proporção da vegetação representada por espécies dispersas pelo vento aumentou com a distância dos refúgios. A densidade dos paraquedistas diminuiu com o tempo e a proximidade dos refúgios. À medida que a vegetação adjacente aos refúgios se desenvolveu, as populações de parasailistas e rolos expandiram, prenunciando sua dominância em pumícias mais remotas. Os refúgios desempenharam um papel crítico na determinação da taxa e do curso da sucessão, fornecendo ilhas férteis que permitiram que espécies pioneiras e de pradarias secas se estabelecessem perto de pumícia estéril. Espécies que sobreviveram nos refúgios desempenharam um papel negligenciável na colonização. Este estudo mostrou que quando os refúgios contrastam fortemente com novos substratos, eles aceleram a recuperação ao facilitar a invasão de espécies pioneiras.

@article{doi1016581100923320030140637trorad20co2,
    author = "Fuller, R.N. e del Moral, R.",
    title = "O papel de refúgios e dispersão na sucessão primária no Monte St. Helens, Washington",
    year = "2003",
    journal = "Journal of Vegetation Science",
    abstract = "Resumo. Uma explosão lateral intensa devastou o Monte St. Helens em 1980, mas espécies do sub-bosque florestal sobreviveram em alguns 'refúgios' de encosta norte. Exploramos os efeitos dos refúgios na colonização de pumícia estéril em 1997 e 1998, 18 anos após a erupção. A chuva de sementes de 23 colonizadores veio principalmente de populações que haviam se estabelecido previamente em refúgios. Os paraquedistas tinham sementes pequenas e vagais, os parasailistas tinham sementes aladas, e os rolos eram soprados ao longo do solo. Os dois últimos grupos são mais pesados e dispersam mais lentamente, mas têm maior probabilidade de sobreviver. A proporção da vegetação representada por espécies dispersas pelo vento aumentou com a distância dos refúgios. A densidade dos paraquedistas diminuiu com o tempo e a proximidade dos refúgios. À medida que a vegetação adjacente aos refúgios se desenvolveu, as populações de parasailistas e rolos expandiram, prenunciando sua dominância em pumícias mais remotas. Os refúgios desempenharam um papel crítico na determinação da taxa e do curso da sucessão, fornecendo ilhas férteis que permitiram que espécies pioneiras e de pradarias secas se estabelecessem perto de pumícia estéril. Espécies que sobreviveram nos refúgios desempenharam um papel negligenciável na colonização. Este estudo mostrou que quando os refúgios contrastam fortemente com novos substratos, eles aceleram a recuperação ao facilitar a invasão de espécies pioneiras.",
    url = "https://doi.org/10.1658/1100-9233(2003)014[0637:trorad]2.0.co;2",
    doi = "10.1658/1100-9233(2003)014[0637:trorad]2.0.co;2",
    openalex = "W2069751725",
    references = "moral1998early"
}

Permanece incerteza sobre a origem dos máximos de deposição de massa distal observados em muitos depósitos recentes de queda de tebra. Neste estudo, o vínculo entre a agregação de cinzas e a formação de máximos de deposição de massa distal é investigado através da reanálise da queda de tebra da erupção do Monte St. Helens de 18 de maio de 1980 (MSH80). Além disso, compilamos todos os dados necessários para modelar a sedimentação de cinzas distantes da nuvem da erupção MSH80. Quatro subpopulações de tamanho de partícula estavam presentes na queda distal, com modos em 2,2 Φ, 4,2 Φ, 5,9 Φ e 8,3 Φ. As taxas de sedimentação da subpopulação mais grosseira corresponderam de perto às velocidades terminais de queda de partícula única previstas. A sedimentação de partículas <100 μ m foi muito aprimorada, predominantemente através da agregação de uma subpopulação de partículas com diâmetro modal de 5,9 ± 0,2 Φ (19 ± 3 μ m). Os mammatus na nuvem MSH80 forneceram um mecanismo para transportar partículas de cinza muito finas, com tempos de vida atmosféricos previstos de dias a semanas, da troposfera superior para a superfície em questão de horas. Neste mecanismo, as partículas de cinza iniciam a formação de hidrometeoros de gelo muito altos na troposfera. Subsequentemente, a nuvem vulcânica afunda rapidamente à medida que os mammatus se desenvolvem devido ao aumento da carga de partículas e à sublimação da base da nuvem. A queda rápida ocorre quando a nuvem passa pelo nível de fusão em um processo análogo à agregação de flocos de neve. Agregados sedimentam em massa e formam os máximos de deposição de massa distal observados em muitos depósitos recentes de queda de cinza vulcânica. Este trabalho fornece um recurso de dados que facilitará a modelagem de sedimentação de tebra e permitirá comparações entre modelos.

@article{doi1010292008jb005756,
    author = "Durant, A. J. e Rose, William I. e Sarna‐Wojcicki, Andrei M. e Carey, S. e Volentik, A. C.",
    title = "Sedimentação de tebra aprimorada por hidrometeor: Restrições a partir da erupção de 18 de maio de 1980 do Monte St. Helens",
    year = "2009",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Permanece incerteza sobre a origem dos máximos de deposição de massa distal observados em muitos depósitos recentes de queda de tebra. Neste estudo, o vínculo entre a agregação de cinzas e a formação de máximos de deposição de massa distal é investigado através da reanálise da queda de tebra da erupção do Monte St. Helens de 18 de maio de 1980 (MSH80). Além disso, compilamos todos os dados necessários para modelar a sedimentação de cinzas distantes da nuvem da erupção MSH80. Quatro subpopulações de tamanho de partícula estavam presentes na queda distal, com modos em 2,2 Φ, 4,2 Φ, 5,9 Φ e 8,3 Φ. As taxas de sedimentação da subpopulação mais grosseira corresponderam de perto às velocidades terminais de queda de partícula única previstas. A sedimentação de partículas <100 μ m foi muito aprimorada, predominantemente através da agregação de uma subpopulação de partículas com diâmetro modal de 5,9 ± 0,2 Φ (19 ± 3 μ m). Os mammatus na nuvem MSH80 forneceram um mecanismo para transportar partículas de cinza muito finas, com tempos de vida atmosféricos previstos de dias a semanas, da troposfera superior para a superfície em questão de horas. Neste mecanismo, as partículas de cinza iniciam a formação de hidrometeoros de gelo muito altos na troposfera. Subsequentemente, a nuvem vulcânica afunda rapidamente à medida que os mammatus se desenvolvem devido ao aumento da carga de partículas e à sublimação da base da nuvem. A queda rápida ocorre quando a nuvem passa pelo nível de fusão em um processo análogo à agregação de flocos de neve. Agregados sedimentam em massa e formam os máximos de deposição de massa distal observados em muitos depósitos recentes de queda de cinza vulcânica. Este trabalho fornece um recurso de dados que facilitará a modelagem de sedimentação de tebra e permitirá comparações entre modelos.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2008jb005756",
    doi = "10.1029/2008jb005756",
    openalex = "W2074885278",
    references = "doi101007bf00302002"
}

Resumo Os fluxos de sedimentos submarinos de alta densidade são um dos processos mais importantes para o transporte de sedimentos pelo nosso planeta, embora sejam extremamente difíceis de monitorar diretamente. A velocidade dos fluxos de alta densidade submarinos de longo alcance foi medida diretamente apenas em cinco locais em todo o mundo, e sua concentração em sedimentos nunca foi medida diretamente. O único registro da maioria dos fluxos de densidade é o depósito de sedimentos. Este artigo resume os processos pelos quais os fluxos de densidade depositam sedimentos e propõe uma nova classificação única para os tipos resultantes de depósito. As propriedades coloidais da lama coesiva fina garantem que a deposição de lama seja complexa, e grandes volumes de lama podem, às vezes, formar poças ou drenar por longas distâncias até as depressões basinais. A deposição de lama não gradada (T E-3) provavelmente resulta finalmente da consolidação em massa em fluxos relativamente finos e densos, embora a classificação inicial do tamanho das partículas da lama indique estágios anteriores de fluxo diluído e expandido. A lama gradada (T E-2) e a lama finamente laminada (T E-1) provavelmente resultam da sedimentação de flocos em concentrações de lama mais baixas. Quebras de tamanho de grão sob os intervalos de lama são comuns e registram o desvio de tamanhos de grão intermediários devido ao comportamento da lama coloidal. O silte não coesivo ou a areia fina laminados planarmente (T D) e laminados cruzados por ondulações (T C) são depositados por fluxo diluído, e a forma externa do depósito é consistente com modelos anteriores de desaceleração espacial (dissipativa) de fluxo diluído. Uma quebra de tamanho de grão sob o intervalo laminado cruzado por ondulações (T C) é comum e registra um período de reprocessamento de sedimentos (às vezes em dunas) ou desvio. A areia finamente laminada planarmente pode ser depositada por ondas de leito de baixa amplitude em fluxo diluído (T B-1), mas é mais provável que seja depositada principalmente por camadas próximas ao leito de alta concentração sob fluxos de alta densidade (T B-2). Laminados planares mais espaçados (T B-3) ocorrem sob areia limpa maciça (T A) e também são formados por correntes de turbidez de alta densidade. Os depósitos de turbiditas de alta densidade (T A, T B-2 e T B-3) têm forma tabular consistente com a sedimentação impedida e são tipicamente cobertos por um drapé mais extenso de turbidita de baixa densidade (T D e T C). Esta forma de núcleo e drapé sugere que os eventos às vezes compreendem dois componentes de fluxo distintos. A areia limpa maciça é menos comumente depositada em massa por fluxo de detritos liquefeito (D CS), caso em que a areia limpa é não gradada ou possui textura de tamanho de grão manchada. Os debrites de areia limpa podem estender-se por várias dezenas de quilômetros antes de se estreitarem abruptamente. Transições a favor da corrente sugerem que os fluxos de detritos de areia limpa às vezes se formam via transformação de correntes de turbidez de alta densidade. Os fluxos de detritos coesivos podem depositar três tipos de areia lamacenta não gradada que podem conter clastos. Os debrites coesivos espessos tendem a ocorrer em configurações mais proximais e estendem-se a partir de uma falha inicial de encosta. Fluxos de detritos coesivos de baixa resistência, mais finos e altamente móveis, produzem depósitos extensos restritos a áreas distais. Estes fluxos de detritos de baixa resistência podem conter clastos e percorrer longas distâncias (D M-2), ou resultar de transformação de fluxo mais local devido ao amortecimento da turbulência pela lama coesiva (D M-1). O mapeamento de depósitos individuais de fluxo (camadas) enfatiza como um único evento pode conter vários tipos de fluxo, com transformações entre tipos de fluxo. A transformação de fluxo pode ser de fluxo diluído para fluxo denso, bem como de fluxo denso para fluxo diluído. O estado de fluxo, tipo de depósito e transformação de fluxo dependem fortemente da fração volumétrica de lama fina coesiva dentro de um fluxo. Observações de campo recentes mostram desvios significativos dos modelos amplamente citados anteriormente, e muitas hipóteses que ligam tipo de fluxo a tipo de depósito são mal testadas. Ainda há muito a aprender sobre estes fluxos notáveis.

@article{doi101111j13653091201201353x,
    author = "Talling, Peter J. and Masson, Douglas G. and Sumner, E. J. and Malgesini, G.",
    title = "Correntes de densidade de sedimentos subaquáticas: processos deposicionais e tipos de depósito",
    year = "2012",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "Abstract As correntes de densidade de sedimentos submarinos são um dos processos mais importantes para o transporte de sedimentos pelo nosso planeta, elas são extremamente difíceis de monitorar diretamente. A velocidade de correntes de densidade submarinas de longo alcance foi medida diretamente em apenas cinco locais em todo o mundo e sua concentração de sedimentos nunca foi medida diretamente. O único registro da maioria das correntes de densidade é seu depósito de sedimentos. Este artigo resume os processos pelos quais as correntes de densidade depositam sedimentos e propõe uma nova classificação única para os tipos resultantes de depósito. As propriedades coloidais da lama coesiva fina garantem que a deposição de lama seja complexa, e grandes volumes de lama podem às vezes formar poças ou drenar por longas distâncias até depressões basinais. A deposição de lama não gradada (T E-3) provavelmente resulta finalmente da consolidação em massa em correntes relativamente finas e densas, embora a classificação inicial do tamanho das partículas da lama indique estágios anteriores de fluxo diluído e expandido. A lama gradada (T E-2) e a lama finamente laminada (T E-1) provavelmente resultam da sedimentação de flocos em concentrações de lama mais baixas. Quebras de tamanho de grão sob os intervalos de lama são comuns e registram o desvio de tamanhos de grão intermediários devido ao comportamento da lama coloidal. O silte ou areia fina não coesiva laminada planar (T D) e laminada cruzada por ondulações (T C) é depositado por fluxo diluído, e a forma externa do depósito é consistente com modelos anteriores de fluxo diluído desacelerando espacialmente (dissipativo). Uma quebra de tamanho de grão sob o intervalo laminado cruzado por ondulações (T C) é comum e registra um período de reprocessamento de sedimentos (às vezes em dunas) ou desvio. A areia finamente laminada planar pode ser depositada por ondas de leito de baixa amplitude em fluxo diluído (T B-1), mas é mais provável que seja depositada principalmente por camadas próximas ao leito de alta concentração sob correntes de alta densidade (T B-2). Laminar planar mais espaçada (T B-3) ocorre sob areia limpa maciça (T A) e também é formada por correntes turbidíticas de alta densidade. Depósitos turbidíticos de alta densidade (T A, T B-2 e T B-3) têm forma tabular consistente com sedimentação impedida e são tipicamente cobertos por um manto mais extenso de turbidito de baixa densidade (T D e T C). Esta forma de núcleo e manto sugere que os eventos às vezes compreendem dois componentes de fluxo distintos. A areia limpa maciça é menos comumente depositada em massa por fluxo de detritos liquefeito (D CS), neste caso a areia limpa é não gradada ou tem uma textura de tamanho de grão manchada. Os debrites de areia limpa podem se estender por várias dezenas de quilômetros antes de se estreitarem abruptamente. Transições a montante sugerem que os fluxos de detritos de areia limpa às vezes se formam via transformação de correntes turbidíticas de alta densidade. Os fluxos de detritos coesivos podem depositar três tipos de areia lamacenta não gradada que podem conter clastos. Os debrites coesivos espessos tendem a ocorrer em configurações mais proximais e se estendem a partir de uma falha inicial de encosta. Fluxos de detritos coesivos de baixa força, finos e altamente móveis, produzem depósitos extensos restritos a áreas distais. Estes fluxos de detritos de baixa força podem conter clastos e percorrer longas distâncias (D M-2), ou resultar de transformação de fluxo mais local devido ao amortecimento da turbulência pela lama coesiva (D M-1). O mapeamento de depósitos individuais de fluxo (camadas) enfatiza como um único evento pode conter vários tipos de fluxo, com transformações entre tipos de fluxo. A transformação de fluxo pode ser de fluxo diluído para fluxo denso, bem como de fluxo denso para fluxo diluído. O estado de fluxo, tipo de depósito e transformação de fluxo dependem fortemente da fração volumétrica de lama fina coesiva dentro de um fluxo. Observações de campo recentes mostram desvios significativos de modelos anteriores amplamente citados, e muitas hipóteses ligando tipo de fluxo a tipo de depósito são mal testadas. Ainda há muito a aprender sobre essas correntes notáveis.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2012.01353.x",
    doi = "10.1111/j.1365-3091.2012.01353.x",
    openalex = "W1934469433",
    references = "dejong1972flysch, doi1010160012825283900223, doi1010160037073880900524, doi1010160040195171900382, doi101016jmarpetgeo200301003, doi101016jmarpetgeo200309001, doi101016jmarpetgeo200902012, doi101016s0012825297818582, doi101016s0264817299000112, doi10102900eo00168, doi10102997rg00426, doi101046j13653091200100360x, doi101086625710, doi101086629606, doi101098rspa19540186, doi101098rsta20061810, doi101098rstl18830029, doi101111j136530911976tb00051x, doi101111j136530911977tb00122x, doi101111j13653091200801019x, doi101111j13653091200901073x, doi101146annurevfluid121108145618, doi1013062f9182e316ce11d78645000102c1865d, doi10130674d7262b2b2111d78648000102c1865d, doi102110sedred200434, nardin1979a, openalexw1570283708, openalexw580680426"
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@article{doi101007s0044501610953,
    author = "Gardner, James E. e Andrews, B. J. e Dennen, R. L.",
    title = "Lançamento da erupção de 18 de maio de 1980 do Monte St. Helens (EUA) e os depósitos deixados para trás",
    year = "2016",
    journal = "Bulletin of Volcanology",
    url = "https://doi.org/10.1007/s00445-016-1095-3",
    doi = "10.1007/s00445-016-1095-3",
    openalex = "W2565756080",
    references = "openalexw2167464155"
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