Volcán escudo
Volcán de perfil bajo generalmente formado casi en su totalidad por flujos de lava fluida.
Mauna Loa , un volcán en escudo en Hawaii
Escudo de un guerrero de la antigua Grecia : su forma circular y su superficie suavemente inclinada, con una zona central elevada, es una forma compartida por muchos volcanes en escudo.

Un volcán en escudo es un tipo de volcán que recibe su nombre por su perfil bajo, que se asemeja a un escudo tendido sobre el suelo. Se forma por la erupción de lava muy fluida (de baja viscosidad ) , que viaja más lejos y forma flujos más delgados que la lava más viscosa que brota de un estratovolcán . Las erupciones repetidas dan lugar a la acumulación constante de amplias capas de lava, que dan forma a la forma distintiva del volcán en escudo.

Los volcanes en escudo se encuentran en cualquier lugar donde la lava fluida con bajo contenido de sílice alcanza la superficie de un planeta rocoso. Sin embargo, son más característicos del vulcanismo de islas oceánicas asociado con puntos calientes o con el vulcanismo de rift continental . [1] Incluyen los volcanes activos más grandes de la Tierra, como Mauna Loa . Los volcanes en escudo gigantes se encuentran en otros planetas del Sistema Solar , incluido el Monte Olimpo en Marte [2] y el Monte Sapas en Venus . [3]

Etimología

El término "volcán escudo" proviene del término alemán Schildvulkan , acuñado por el geólogo austríaco Eduard Suess en 1888 y que fue traducido al inglés en 1910. [4] [5]

Geología

Estructura

Diagrama de las características estructurales comunes de un volcán en escudo

Los volcanes escudo se distinguen de los otros tres tipos volcánicos principales ( estratovolcanes , domos de lava y conos de ceniza ) por su forma estructural, una consecuencia de su particular composición magmática . De estas cuatro formas, los volcanes escudo expulsan las lavas menos viscosas . Mientras que los estratovolcanes y los domos de lava son el producto de flujos altamente viscosos, y los conos de ceniza están construidos de tefra explosivamente eruptiva , los volcanes escudo son el producto de suaves erupciones efusivas de lavas altamente fluidas que producen, con el tiempo, un "escudo" epónimo amplio y de suave pendiente. [6] [7] Aunque el término se aplica generalmente a los escudos basálticos , también se ha aplicado a veces a volcanes escutiformes más raros de diferente composición magmática: principalmente escudos piroclásticos , formados por la acumulación de material fragmentario de erupciones explosivas particularmente poderosas, y escudos de lava félsicos más raros formados por magmas félsicos inusualmente fluidos. Entre los ejemplos de escudos piroclásticos se incluyen el volcán Billy Mitchell en Papúa Nueva Guinea y el complejo Purico en Chile ; [8] [9] un ejemplo de escudo félsico es la cordillera Ilgachuz en Columbia Británica , Canadá. [10] Los volcanes en escudo son similares en origen a vastas mesetas de lava y basaltos de inundación presentes en varias partes del mundo. Se trata de características eruptivas que se producen a lo largo de respiraderos de fisuras lineales y se distinguen de los volcanes en escudo por la falta de un centro eruptivo primario identificable. [6]

Los volcanes en escudo activos experimentan una actividad eruptiva casi continua durante períodos de tiempo extremadamente largos, lo que resulta en la acumulación gradual de edificios que pueden alcanzar dimensiones extremadamente grandes. [7] Con la exclusión de los basaltos de inundación, los escudos maduros son las características volcánicas más grandes de la Tierra. [11] La cumbre del volcán subaéreo más grande del mundo, Mauna Loa , se encuentra a 4169 m (13 678 pies) sobre el nivel del mar , y se estima que el volcán, de más de 60 mi (100 km) de ancho en su base, contiene alrededor de 80 000 km 3 (19 000 mi3) de basalto. [12] [7] La ​​masa del volcán es tan grande que ha hundido la corteza debajo de él otros 8 km (5 mi). [13] Teniendo en cuenta este hundimiento y la altura del volcán sobre el fondo del mar , la altura "real" de Mauna Loa desde el comienzo de su historia eruptiva es de unos 17.170 m (56.000 pies). [14] El monte Everest , en comparación, tiene 8.848 m (29.029 pies) de altura. [15] En 2013, un equipo dirigido por William Sager de la Universidad de Houston anunció el descubrimiento del macizo Tamu , un enorme volcán submarino extinto , de aproximadamente 450 por 650 km (280 por 400 mi) de área, que empequeñece a todos los volcanes conocidos anteriormente en la Tierra. Sin embargo, no se ha confirmado la extensión del volcán. [16] Aunque inicialmente se creyó que el macizo Tamu era un volcán en escudo, Sanger y sus colegas reconocieron en 2019 que el macizo Tamu no es un volcán en escudo. [17]

Los volcanes escudo tienen una pendiente suave (normalmente de 2° a 3°) que se va haciendo más pronunciada con la altura (alcanzando aproximadamente los 10°) antes de aplanarse cerca de la cumbre, formando una forma general convexa hacia arriba. Estas características de la pendiente tienen una correlación con la edad de la lava en formación; en el caso de la cadena hawaiana, la pendiente aumenta con la edad, ya que las lavas posteriores tienden a ser más alcalinas, por lo que son más viscosas, con flujos más espesos, que recorren menos distancia desde los respiraderos de la cumbre. [18] En altura, suelen tener alrededor de una vigésima parte de su ancho. [7] Aunque la forma general de un volcán escudo "típico" varía poco en todo el mundo, existen diferencias regionales en su tamaño y características morfológicas. Los volcanes escudo típicos que se encuentran en California y Oregón miden de 3 a 4 mi (5 a 6 km) de diámetro y de 1,500 a 2,000 pies (500 a 600 m) de altura, [6] mientras que los volcanes escudo en el campo volcánico de Michoacán-Guanajuato en el centro de México tienen un promedio de 340 m (1,100 pies) de altura y 4,100 m (13,500 pies) de ancho, con un ángulo de pendiente promedio de 9.4° y un volumen promedio de 1.7 km3 ( 0.4 mi3). [19]

Las zonas de rift son una característica predominante en los volcanes escudo que es rara en otros tipos volcánicos. La forma grande y descentralizada de los volcanes hawaianos en comparación con sus primos islandeses más pequeños y simétricos [7] se puede atribuir a las erupciones de rift. La ventilación por fisuras es común en Hawái; la mayoría de las erupciones hawaianas comienzan con un llamado "muro de fuego" a lo largo de una línea de fisuras principal antes de centralizarse en un pequeño número de puntos. Esto explica su forma asimétrica, mientras que los volcanes islandeses siguen un patrón de erupciones centrales dominadas por calderas en la cima , lo que hace que la lava se distribuya de manera más uniforme o simétrica. [12] [7] [20] [21]

Características eruptivas

La mayor parte de lo que se conoce actualmente sobre el carácter eruptivo de los volcanes en escudo se ha obtenido de estudios realizados en los volcanes de la isla de Hawái , con mucho el más estudiado de todos los escudos debido a su accesibilidad científica; [22] la isla presta su nombre a las erupciones efusivas de movimiento lento típicas del vulcanismo en escudo, conocidas como erupciones hawaianas . [23] Estas erupciones, el menos explosivo de los eventos volcánicos, se caracterizan por la emisión efusiva de lavas basálticas altamente fluidas con bajo contenido gaseoso . Estas lavas viajan una distancia mucho mayor que las de otros tipos eruptivos antes de solidificarse, formando capas magmáticas extremadamente anchas pero relativamente delgadas, a menudo de menos de 1 m (3 pies) de espesor. [12] [7] [20] Los bajos volúmenes de tales lavas en capas durante largos períodos de tiempo son lo que construye lentamente el perfil característico bajo y ancho de un volcán en escudo maduro. [12]

También a diferencia de otros tipos eruptivos, las erupciones hawaianas a menudo ocurren en respiraderos de fisuras descentralizados , comenzando con grandes "cortinas de fuego" que se apagan rápidamente y se concentran en lugares específicos en las zonas de grietas del volcán. Las erupciones de respiradero central, por su parte, a menudo toman la forma de grandes fuentes de lava (tanto continuas como esporádicas), que pueden alcanzar alturas de cientos de metros o más. Las partículas de las fuentes de lava generalmente se enfrían en el aire antes de tocar el suelo, lo que resulta en la acumulación de fragmentos de escoria cenicienta ; sin embargo, cuando el aire es especialmente denso con piroclastos , no pueden enfriarse lo suficientemente rápido debido al calor circundante y golpean el suelo todavía caliente, acumulándose en conos de salpicaduras . Si las tasas eruptivas son lo suficientemente altas, incluso pueden formar flujos de lava alimentados por salpicaduras. Las erupciones hawaianas a menudo son extremadamente duraderas; Puʻu ʻŌʻō , un cono de ceniza del Kīlauea , entró en erupción continuamente desde el 3 de enero de 1983 hasta abril de 2018. [20]

Los flujos de las erupciones hawaianas se pueden dividir en dos tipos según sus características estructurales: lava pāhoehoe , que es relativamente suave y fluye con una textura fibrosa, y flujos ʻaʻā , que son más densos, más viscosos (y por lo tanto de movimiento más lento) y más en forma de bloques. Estos flujos de lava pueden tener un espesor de entre 2 y 20 m (10 y 70 pies). Los flujos de lava ʻAʻā se mueven por presión: el frente parcialmente solidificado del flujo se empina debido a la masa de lava que fluye detrás de él hasta que se rompe, después de lo cual la masa general detrás de él se mueve hacia adelante. Aunque la parte superior del flujo se enfría rápidamente, la parte inferior fundida del flujo está amortiguada por la roca que se solidifica por encima de ella y, por este mecanismo, los flujos ʻaʻā pueden mantener el movimiento durante largos períodos de tiempo. Los flujos pāhoehoe, en cambio, se mueven en capas más convencionales o por el avance de los "dedos" de lava en columnas de lava serpenteantes. El aumento de la viscosidad por parte de la lava o la tensión cortante por parte de la topografía local pueden transformar un flujo pāhoehoe en uno ʻaʻā, pero lo inverso nunca ocurre. [24]

Aunque la mayoría de los volcanes escudo son, en volumen, casi en su totalidad de origen hawaiano y basáltico, rara vez son exclusivamente de origen hawaiano. Algunos volcanes, como el monte Wrangell en Alaska y el Cofre de Perote en México, presentan oscilaciones lo suficientemente grandes en sus características eruptivas magmáticas históricas como para poner en duda una asignación categórica estricta; un estudio geológico de De Perote llegó al punto de sugerir el término "volcán escudo compuesto" en su lugar. [25] La mayoría de los volcanes escudo maduros tienen múltiples conos de ceniza en sus flancos, resultado de eyecciones de tefra comunes durante la actividad incesante y marcadores de sitios activos actuales y anteriores en el volcán. [11] [20] Un ejemplo de estos conos parásitos está en Puʻu ʻŌʻō en Kīlauea [21] : la actividad continua en curso desde 1983 ha acumulado un cono de 2290 pies (698 m) de altura en el sitio de una de las erupciones de rift más duraderas en la historia conocida. [26]

Los volcanes escudo de Hawái no se encuentran cerca de ningún límite de placa ; la actividad volcánica de esta cadena de islas se distribuye por el movimiento de la placa oceánica sobre un afloramiento de magma conocido como punto caliente . Durante millones de años, el movimiento tectónico que mueve los continentes también crea largas estelas volcánicas a través del fondo marino. Los escudos de Hawái y Galápagos, y otros escudos de puntos calientes como ellos, están construidos de basalto de islas oceánicas. Sus lavas se caracterizan por altos niveles de sodio , potasio y aluminio . [27]

Las características comunes en el vulcanismo en escudo incluyen tubos de lava . [28] Los tubos de lava son estrechos volcánicos similares a cuevas que se forman por el endurecimiento de la lava superpuesta. Estas estructuras ayudan a promover la propagación de la lava, ya que las paredes del tubo aíslan la lava en su interior. [29] Los tubos de lava pueden representar una gran parte de la actividad de los volcanes en escudo; por ejemplo, se estima que el 58% de la lava que forma el Kilauea proviene de tubos de lava. [28]

En algunas erupciones de volcanes en escudo, la lava basáltica brota de una fisura larga en lugar de un respiradero central y cubre el paisaje con una larga franja de material volcánico en forma de una amplia meseta . Existen mesetas de este tipo en Islandia, Washington, Oregón e Idaho; las más importantes están situadas a lo largo del río Snake en Idaho y del río Columbia en Washington y Oregón, donde se ha medido que tienen más de 1 milla (2 km) de espesor. [12]

Las calderas son una característica común de los volcanes escudo. Se forman y se reforman a lo largo de la vida del volcán. Los largos períodos eruptivos forman conos de ceniza, que luego colapsan con el tiempo para formar calderas. Las calderas a menudo se llenan con erupciones progresivas, o se forman en otro lugar, y este ciclo de colapso y regeneración tiene lugar durante toda la vida útil del volcán. [11]

Las interacciones entre el agua y la lava en los volcanes escudo pueden provocar que algunas erupciones se vuelvan hidrovolcánicas . Estas erupciones explosivas son drásticamente diferentes de la actividad volcánica escudo habitual [11] y son especialmente frecuentes en los volcanes de agua de las islas hawaianas . [20]

Distribución

Los volcanes en escudo se encuentran en todo el mundo. Pueden formarse sobre puntos calientes (puntos donde el magma de debajo de la superficie brota), como la cadena de montes submarinos Hawái-Emperador y las Islas Galápagos , o sobre zonas de rift más convencionales, como los escudos islandeses y los volcanes en escudo de África Oriental. Aunque los volcanes en escudo no suelen estar asociados con la subducción , pueden aparecer sobre zonas de subducción. Se encuentran muchos ejemplos en California y Oregón, incluido Prospect Peak en el Parque Nacional Volcánico Lassen , así como Pelican Butte y Belknap Crater en Oregón. Muchos volcanes en escudo se encuentran en cuencas oceánicas , como Kilauea en Hawái, aunque también se pueden encontrar en el interior, siendo África Oriental un ejemplo de esto. [30]

Cadena de montes submarinos Hawái-Emperador

La cadena de volcanes en escudo más grande y prominente del mundo es la cadena de montes submarinos Hawái-Emperador, una cadena de volcanes calientes en el océano Pacífico. Los volcanes siguen un patrón evolutivo distintivo de crecimiento y muerte. [31] La cadena contiene al menos 43 volcanes importantes, y el monte submarino Meiji en su extremo cerca de la fosa Kuril-Kamchatka tiene 85 millones de años. [32]

La parte más joven de la cadena es Hawái, donde los volcanes se caracterizan por frecuentes erupciones de rift, su gran tamaño (miles de km3 de volumen) y su forma rugosa y descentralizada. Las zonas de rift son una característica destacada de estos volcanes y explican su estructura volcánica aparentemente aleatoria. [7] Se alimentan del movimiento de la placa del Pacífico sobre el punto caliente de Hawái y forman una larga cadena de volcanes, atolones y montes submarinos de 2600 km (1616 mi) de largo con un volumen total de más de 750 000 km3 ( 179 935 mi3). [33]

La cadena incluye Mauna Loa, un volcán en escudo que se encuentra a 4.170 m (13.680 pies) sobre el nivel del mar y alcanza otros 13 km (8 mi) por debajo de la línea de flotación y dentro de la corteza, aproximadamente 80.000 km3 ( 19.000 mi3) de roca. [28] Kīlauea , otro volcán en escudo hawaiano, es uno de los volcanes más activos de la Tierra, y su erupción más reciente ocurrió en 2021. [12]

Islas Galápagos

Las islas Galápagos son un conjunto aislado de volcanes, que consiste en volcanes escudo y mesetas de lava, a unos 1100 km (680 mi) al oeste de Ecuador. Son impulsados ​​por el punto caliente de Galápagos , y tienen entre aproximadamente 4,2 millones y 700 000 años de antigüedad. [27] La ​​isla más grande, Isabela , consta de seis volcanes escudo fusionados, cada uno delineado por una gran caldera en la cima. Española , la isla más antigua, y Fernandina , la más joven, también son volcanes escudo, al igual que la mayoría de las otras islas de la cadena. [34] [35] [36] Las islas Galápagos están encaramadas en una gran meseta de lava conocida como la Plataforma de Galápagos. Esta plataforma crea una profundidad de agua poco profunda de 360 ​​a 900 m (1181 a 2953 pies) en la base de las islas, que se extienden sobre un diámetro de 174 mi (280 km). [37] Desde la visita de Charles Darwin a las islas en 1835 durante el segundo viaje del HMS Beagle , se han registrado más de 60 erupciones en las islas, provenientes de seis volcanes escudo diferentes. [34] [36] De los 21 volcanes emergentes, 13 se consideran activos. [27]

El Cerro Azul es un volcán en escudo ubicado en la parte suroeste de la isla Isabela y es uno de los más activos en las Galápagos, con su última erupción entre mayo y junio de 2008. El Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional en Quito alberga un equipo internacional de sismólogos y vulcanólogos [38] cuya responsabilidad es monitorear los numerosos volcanes activos de Ecuador en la Faja Volcánica de los Andes y las Islas Galápagos. La Cumbre es un volcán en escudo activo en la isla Fernandina que ha estado en erupción desde el 11 de abril de 2009. [39]

Las islas Galápagos son geológicamente jóvenes para una cadena tan grande, y el patrón de sus zonas de rift sigue una de dos tendencias, una norte-noroeste y otra este-oeste. La composición de las lavas de los escudos de las Galápagos es sorprendentemente similar a la de los volcanes hawaianos. Curiosamente, no forman la misma "línea" volcánica asociada con la mayoría de los puntos calientes. No son las únicas en este sentido; la cadena de montes submarinos Cobb-Eickelberg en el Pacífico Norte es otro ejemplo de una cadena tan delineada. Además, no hay un patrón claro de edad entre los volcanes, lo que sugiere un patrón de creación complicado e irregular. Cómo se formaron las islas sigue siendo un misterio geológico, aunque se han propuesto varias teorías. [40]

Islandia

Skjaldbreiður es un volcán en escudo en Islandia , cuyo nombre significa escudo ancho en islandés.

Islandia, situada sobre la dorsal mesoatlántica , un límite de placas tectónicas divergentes en medio del océano Atlántico, alberga unos 130 volcanes de diversos tipos. [21] Los volcanes en escudo islandeses son generalmente de la era del Holoceno , con una antigüedad de entre 5.000 y 10.000 años. Los volcanes también tienen una distribución muy estrecha, ya que se encuentran en dos bandas en las zonas volcánicas del oeste y del norte. Al igual que los volcanes hawaianos, su formación comienza inicialmente con varios centros eruptivos antes de centralizarse y concentrarse en un único punto. Luego se forma el escudo principal, que entierra con su lava a los más pequeños formados por las primeras erupciones. [37]

Los escudos islandeses son en su mayoría pequeños (~15 km3 ( 4 mi3)), simétricos (aunque esto puede verse afectado por la topografía de la superficie) y se caracterizan por erupciones de calderas en la cumbre. [37] Están compuestos de olivino toleítico o basalto picrítico . Los escudos toleíticos tienden a ser más anchos y menos profundos que los escudos picríticos. [41] No siguen el patrón de crecimiento y destrucción de calderas que siguen otros volcanes en escudo; las calderas pueden formarse, pero generalmente no desaparecen. [7] [37]

Pavo

Las montañas de Bingöl son uno de los volcanes en escudo de Turquía .

África Oriental

En África oriental, la actividad volcánica se genera por el desarrollo del Rift de África Oriental y de puntos calientes cercanos. Algunos volcanes interactúan con ambos. Los volcanes escudo se encuentran cerca del rift y frente a la costa de África, aunque los estratovolcanes son más comunes. Aunque poco estudiados, el hecho de que todos sus volcanes sean de la era del Holoceno refleja lo joven que es el centro volcánico. Una característica interesante del vulcanismo de África oriental es una tendencia a la formación de lagos de lava ; estos cuerpos de lava semipermanentes, extremadamente raros en otros lugares, se forman en aproximadamente el 9% de las erupciones africanas. [42]

El volcán escudo más activo de África es el Nyamuragira . Las erupciones en el volcán escudo se centran generalmente dentro de la gran caldera de la cumbre o en las numerosas fisuras y conos de ceniza en los flancos del volcán. Los flujos de lava del siglo más reciente se extienden por los flancos más de 30 km (19 mi) desde la cumbre, llegando hasta el lago Kivu . Erta Ale en Etiopía es otro volcán escudo activo y uno de los pocos lugares en el mundo con un lago de lava permanente, que ha estado activo desde al menos 1967, y posiblemente desde 1906. [42] Otros centros volcánicos incluyen Menengai , una enorme caldera escudo, [43] y el monte Marsabit en Kenia.

Volcanes en escudo extraterrestres

Imagen a escala que muestra el Monte Olimpo , arriba, y la cadena de islas hawaianas , abajo. Los volcanes marcianos son mucho más grandes que los que se encuentran en la Tierra.

Los volcanes en escudo no se limitan a la Tierra; se han encontrado en Marte , Venus y la luna de Júpiter , Ío . [44]

Los volcanes escudo de Marte son muy similares a los volcanes escudo de la Tierra. En ambos planetas, tienen flancos suavemente inclinados, cráteres de colapso a lo largo de su estructura central y están formados por lavas muy fluidas. Las características volcánicas de Marte se observaron mucho antes de que se estudiaran por primera vez en detalle durante la misión Viking de 1976-1979 . La principal diferencia entre los volcanes de Marte y los de la Tierra está en términos de tamaño; los volcanes marcianos varían en tamaño hasta 14 mi (23 km) de altura y 370 mi (595 km) de diámetro, mucho más grandes que los escudos hawaianos de 6 mi (10 km) de altura y 74 mi (119 km) de ancho. [45] [46] [47] El más alto de estos, el Monte Olimpo , es la montaña más alta conocida en cualquier planeta del sistema solar.

Venus tiene más de 150 volcanes en escudo que son mucho más planos, con una superficie mayor que los que se encuentran en la Tierra, algunos con un diámetro de más de 700 km (430 mi). [48] Aunque la mayoría de ellos están extintos desde hace mucho tiempo, se ha sugerido, a partir de observaciones de la sonda espacial Venus Express , que muchos aún pueden estar activos. [49]

Referencias

  1. ^ Schmincke, Hans-Ulrich (2003). Vulcanismo . Berlín: Springer. págs. 127-128. ISBN 9783540436508.
  2. ^ Plescia, JB (2004). "Propiedades morfométricas de los volcanes marcianos". Journal of Geophysical Research . 109 (E3): E03003. Bibcode :2004JGRE..109.3003P. doi : 10.1029/2002JE002031 .
  3. ^ Keddie, Susan T.; Head, James W. (1994). "Sapas Mons, Venus: evolución de un gran volcán en escudo". Tierra, Luna y Planetas . 65 (2): 129–190. Bibcode :1994EM&P...65..129K. doi :10.1007/BF00644896. S2CID  122532573.
  4. ↑ Douglas Harper (2010). «Volcán escudo». Diccionario etimológico en línea . Douglas Harper . Consultado el 13 de febrero de 2011 .
  5. ^ "Volcán escudo" en el Oxford English Dictionary
  6. ^ abc John Watson (1 de marzo de 2011). «Principal Types of Volcanoes». Servicio Geológico de los Estados Unidos . Consultado el 30 de diciembre de 2013 .
  7. ^ abcdefghi «Cómo funcionan los volcanes: volcanes en escudo». Universidad Estatal de San Diego. Archivado desde el original el 2 de enero de 2014. Consultado el 30 de diciembre de 2013 .
  8. ^ "Complejo Purico". Programa de Vulcanismo Global . Instituto Smithsoniano . Consultado el 30 de diciembre de 2013 .
  9. ^ "Billy Mitchell". Programa de Vulcanismo Global . Instituto Smithsoniano . Consultado el 30 de diciembre de 2013 .
  10. ^ Wood, Charles A.; Kienle, Jürgen (1990). Volcanes de América del Norte: Estados Unidos y Canadá . Cambridge , Inglaterra: Cambridge University Press . pág. 133. ISBN. 0-521-43811-X.
  11. ^ abcd "Volcanes en escudo". Universidad de Dakota del Norte. Archivado desde el original el 8 de agosto de 2007. Consultado el 22 de agosto de 2010 .
  12. ^ abcdef Topinka, Lyn (28 de diciembre de 2005). «Descripción: Volcán escudo». USGS . Consultado el 21 de agosto de 2010 .
  13. ^ JG Moore (1987). "Subsidencia de la cordillera hawaiana". Vulcanismo en Hawái . Documento profesional del Servicio Geológico. Vol. 1350.
  14. ^ "¿Qué altura tiene Mauna Loa?". Observatorio de volcanes de Hawái – Servicio Geológico de los Estados Unidos. 20 de agosto de 1998. Consultado el 5 de febrero de 2013 .
  15. ^ Navin Singh Khadka (28 de febrero de 2012). "Nepal en un nuevo intento de alcanzar finalmente la altura del Monte Everest". BBC News . Consultado el 10 de diciembre de 2012 .
  16. ^ Brian Clark Howard (5 de septiembre de 2013). «Nuevo volcán gigante bajo el mar es el más grande del mundo». National Geographic . Archivado desde el original el 6 de septiembre de 2013. Consultado el 31 de diciembre de 2013 .
  17. ^ Sanger, W.; et al. (2019). "Formación de mesetas oceánicas por expansión del fondo marino implicada en las anomalías magnéticas del macizo Tamu". Nature Geoscience . 12 (8): 661–666. Bibcode :2019NatGe..12..661S. doi :10.1038/s41561-019-0390-y.
  18. ^ Moore, JG; Mark, RK (1992). "Morfología de la isla de Hawái". GSA Today . 2 (12): 257–262 . Consultado el 1 de mayo de 2024 .
  19. ^ Hasenaka, T. (octubre de 1994). "Tamaño, distribución y tasa de salida de magma de los volcanes escudo del campo volcánico Michoacán-Guanajuato, México central". Revista de vulcanología e investigación geotérmica . 63 (2): 13–31. Código Bibliográfico :1994JVGR...63...13H. doi :10.1016/0377-0273(94)90016-7.
  20. ^ abcde «Cómo funcionan los volcanes: erupciones hawaianas». Universidad Estatal de San Diego. Archivado desde el original el 3 de marzo de 2001. Consultado el 27 de julio de 2014 .
  21. ^ abc World Book: U · V · 20. Chicago: Scott Fetzer. 2009. págs. 438–443. ISBN 978-0-7166-0109-8. Recuperado el 22 de agosto de 2010 .
  22. ^ Marco Bagnardia; Falk Amelunga; Michael P. Poland (septiembre de 2013). "Un nuevo modelo para el crecimiento de escudos basálticos basado en la deformación del volcán Fernandina, Islas Galápagos". Earth and Planetary Science Letters . 377–378: 358–366. Bibcode :2013E&PSL.377..358B. doi :10.1016/j.epsl.2013.07.016.
  23. ^ Regelous, M.; Hofmann, AW; Abouchami, W.; Galer, SJG (2003). "Geoquímica de las lavas de los montes submarinos Emperor y evolución geoquímica del magmatismo hawaiano de 85 a 42 Ma". Revista de petrología . 44 (1): 113–140. Bibcode :2003JPet...44..113R. doi : 10.1093/petrology/44.1.113 .
  24. ^ "Cómo funcionan los volcanes: lava basáltica". Universidad Estatal de San Diego. Archivado desde el original el 8 de octubre de 2018. Consultado el 2 de agosto de 2010 .
  25. ^ Gerardo Carrasco-Núñeza; et al. (30 de noviembre de 2010). "Evolución y peligros de un volcán compuesto en escudo que ha permanecido en reposo durante mucho tiempo: Cofre de Perote, Cinturón Volcánico Transmexicano Oriental". Revista de Vulcanología e Investigación Geotérmica . 197 (4): 209–224. Bibcode :2010JVGR..197..209C. doi :10.1016/j.jvolgeores.2009.08.010.
  26. ^ "Resumen de la erupción de Pu'u 'Ō 'ō-Kupaianaha, 1983-presente". Servicio Geológico de los Estados Unidos - Observatorio de volcanes de Hawái. 4 de octubre de 2008. Consultado el 5 de febrero de 2011 .
  27. ^ abc Bill White & Bree Burdick. "Galápagos volcánicas: formación de un archipiélago oceánico". Universidad de Oregón . Consultado el 23 de febrero de 2011 .
  28. ^ abc "Glosario fotográfico del VHP: Volcán en escudo". USGS. 17 de julio de 2009. Consultado el 23 de agosto de 2010 .
  29. ^ Topinka, Lyn (18 de abril de 2002). «Descripción: Tubos de lava y cuevas de tubos de lava». USGS . Consultado el 23 de agosto de 2010 .
  30. ^ James S. Monroe; Reed Wicander (2006). La Tierra cambiante: exploración de la geología y la evolución (5.ª ed.). Belmont, CA: Brooks/Cole. pág. 115. ISBN 978-0-495-55480-6. Recuperado el 22 de febrero de 2011 .
  31. ^ "Evolución de los volcanes hawaianos". Observatorio de volcanes hawaianos - Servicio Geológico de los Estados Unidos. 8 de septiembre de 1995. Consultado el 28 de febrero de 2011 .
  32. ^ Regelous, M.; Hofmann, AW; Abouchami, W.; Galer, SJG (2003). "Geoquímica de las lavas de los montes submarinos Emperor y evolución geoquímica del magmatismo hawaiano de 85 a 42 Ma" (PDF) . Journal of Petrology . 44 (1): 113–140. Bibcode :2003JPet...44..113R. doi : 10.1093/petrology/44.1.113 . Archivado desde el original (PDF) el 19 de julio de 2011 . Consultado el 13 de febrero de 2011 .
  33. ^ Watson, Jim (5 de mayo de 1999). "The long trail of the Hawaiian hotspot". Servicio Geológico de los Estados Unidos . Consultado el 13 de febrero de 2011 .
  34. ^ ab "Cómo funcionan los volcanes: volcanes en escudo de las Galápagos". Universidad Estatal de San Diego. Archivado desde el original el 3 de diciembre de 2010. Consultado el 22 de febrero de 2011 .
  35. ^ "Volcanes". Tours y cruceros en línea en Galápagos. Archivado desde el original el 23 de julio de 2001. Consultado el 22 de febrero de 2011 .
  36. ^ ab "Volcanes de Sudamérica: Islas Galápagos". Programa Global de Vulcanismo . Museo Nacional de Historia Natural del Instituto Smithsoniano . Consultado el 22 de febrero de 2011 .
  37. ^ abcd Ruth Andrews y Agust Gudmundsson (2006). «Volcanes en escudo del Holoceno en Islandia» (PDF) . Universidad de Göttingen. Archivado desde el original (PDF) el 11 de junio de 2007. Consultado el 21 de febrero de 2011 .
  38. ^ Instituto de Geofísica de la Escuela Politécnica Nacional
  39. ^ "Volcán en Galápagos entra en erupción y podría amenazar la vida silvestre". 22 de octubre de 2015. Archivado desde el original el 15 de abril de 2009.
  40. ^ Bailey, K. (30 de abril de 1976). "Edades de potasio y argón en las Islas Galápagos". Science . 192 (4238): 465–467. Bibcode :1976Sci...192..465B. doi :10.1126/science.192.4238.465. PMID  17731085. S2CID  11848528.
  41. ^ Rossi, MJ (1996). "Morfología y mecanismo de erupción de volcanes en escudo postglaciales en Islandia". Boletín de vulcanología . 57 (7): 530–540. Bibcode :1996BVol...57..530R. doi :10.1007/BF00304437. S2CID  129027679.
  42. ^ ab Lyn Topinka (2 de octubre de 2003). «Volcanes y fenómenos volcánicos en África». Servicio Geológico de los Estados Unidos . Consultado el 28 de febrero de 2011 .
  43. ^ "Menengai". Programa Global de Vulcanismo . Museo Nacional de Historia Natural del Instituto Smithsoniano . Consultado el 28 de febrero de 2011 .
  44. ^ Heather Couper y Nigel Henbest (1999). Enciclopedia del espacio . Dorling Kindersley. ISBN 978-0-7894-4708-1.
  45. ^ Watson, John (5 de febrero de 1997). «Extraterrestrial Volcanism». Servicio Geológico de los Estados Unidos . Consultado el 13 de febrero de 2011 .
  46. ^ Masursky, H.; Masursky, Harold; Saunders, RS (1973). "Una visión general de los resultados geológicos del Mariner 9". Revista de investigación geofísica . 78 (20): 4009–4030. Código Bibliográfico :1973JGR....78.4031C. doi :10.1029/JB078i020p04031.
  47. ^ Carr, MH, 2006, La superficie de Marte, Cambridge, 307 p.
  48. ^ "Grandes volcanes en escudo". Universidad Estatal de Oregón. Archivado desde el original el 5 de enero de 2018. Consultado el 14 de abril de 2011 .
  49. ^ Nancy Atkinson (8 de abril de 2010). «Los volcanes de Venus podrían seguir activos». Universe Today . Consultado el 14 de abril de 2011 .
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