Volcán en escudo
Un volcán en escudo es un tipo de volcán llamado así por su perfil bajo, parecido al escudo de un guerrero tendido en el suelo. Está formado por la erupción de lava altamente fluida (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 como resultado la acumulación constante de amplias capas de lava, que construyen la forma distintiva del volcán en escudo.
Los volcanes escudo se encuentran dondequiera que la lava fluida con bajo contenido de sílice llegue a la superficie de un planeta rocoso. Sin embargo, son más característicos del vulcanismo de islas oceánicas asociado con puntos calientes o con vulcanismo de grietas continentales. Incluyen los volcanes más grandes de la tierra, como Tamu Massif y Mauna Loa. Los volcanes de escudo gigantes se encuentran en otros planetas del Sistema Solar, incluidos Olympus Mons en Marte y Sapas Mons en Venus.
Etimología
Did you mean:The term 'shield volcano#39; is taken from the German term Schildvulkan, coined by the Austrian geologist Eduard Suess in 1888 and which has been called into English by 1910.
Geología
Estructura
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| Diagrama de las características estructurales comunes de un volcán de escudo |
Los volcanes en escudo se distinguen de los otros tres tipos volcánicos principales (estratovolcanes, domos de lava y conos de ceniza) por su forma estructural, consecuencia de su composición magmática particular. De estas cuatro formas, los volcanes en escudo hacen erupción 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 eruptiva explosiva, los volcanes en escudo son el producto de erupciones efusivas suaves de lavas altamente fluidas que producen, con el tiempo, un amplio y suavemente inclinado &# 34;escudo". Aunque el término generalmente se aplica a 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 félsica más raros formados por magmas félsicos inusualmente fluidos. Ejemplos de escudos piroclásticos incluyen el volcán Billy Mitchell en Papúa Nueva Guinea y el complejo Purico en Chile; un ejemplo de un escudo félsico es la Cordillera Ilgachuz en la Columbia Británica, Canadá. Los volcanes en escudo tienen un origen similar a las vastas mesetas de lava y los basaltos de inundación presentes en varias partes del mundo. Estas son características eruptivas que ocurren 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.
Los volcanes en escudo activos experimentan una actividad eruptiva casi continua durante períodos de tiempo extremadamente largos, lo que da como resultado la acumulación gradual de edificios que pueden alcanzar dimensiones extremadamente grandes. Con la exclusión de los basaltos de inundación, los escudos maduros son las características volcánicas más grandes de la Tierra. La cumbre del volcán subaéreo más grande del mundo, Mauna Loa, se encuentra a 4169 m (13 678 ft) 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 km3 (19 000 cu mi) de basalto. La masa del volcán es tan grande que ha hundido la corteza debajo de él otros 8 km (5 mi). Teniendo en cuenta este hundimiento y la altura del volcán sobre el fondo del mar, el "verdadero" La altura de Mauna Loa desde el comienzo de su historia eruptiva es de aproximadamente 17 170 m (56 000 pies). El monte Everest, en comparación, tiene 8.848 m (29.029 pies) de altura. En septiembre de 2013, un equipo dirigido por William Sager de la Universidad de Houston anunció el descubrimiento de Tamu Massif, un enorme volcán en escudo submarino extinto de origen previamente desconocido que, con un área de aproximadamente 450 por 650 km (280 por 400 millas), eclipsa a todos los volcanes previamente conocidos en el planeta. Sin embargo, la extensión del volcán no ha sido confirmada.
Los volcanes de escudo presentan una pendiente suave (generalmente de 2° a 3°) que aumenta gradualmente con la elevación (alcanzando aproximadamente 10°) antes de aplanarse cerca de la cima, formando una forma general convexa hacia arriba. En altura, son típicamente alrededor de una vigésima parte de su ancho. Aunque la forma general de un "típico" volcán escudo varía poco a nivel mundial, existen diferencias regionales en su tamaño y características morfológicas. Los volcanes escudo típicos que se encuentran en California y Oregón miden de 5 a 6 km (3 a 4 millas) de diámetro y de 500 a 600 m (1500 a 2000 pies) de altura, mientras que los volcanes escudo en el campo volcánico central de México Michoacán-Guanajuato tienen un promedio de 340 m (1100 ft) de altura y 4100 m (13 500 ft) de ancho, con un ángulo de pendiente promedio de 9,4° y un volumen promedio de 1,7 km3 (0,4 cu mi).
Las zonas de grietas son una característica predominante en los volcanes en escudo que es poco común en otros tipos volcánicos. La forma grande y descentralizada de los volcanes hawaianos en comparación con sus primos islandeses más pequeños y simétricos se puede atribuir a las erupciones de grietas. La ventilación de fisuras es común en Hawái; la mayoría de las erupciones hawaianas comienzan con el llamado "muro de fuego" a lo largo de una línea de fisura 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 cumbre, lo que hace que la lava se distribuya de manera más uniforme o simétrica.
Características eruptivas
La mayor parte de lo que se sabe actualmente sobre el carácter eruptivo de los escudos volcánicos se ha extraído de los estudios realizados en los volcanes de la isla de Hawái, con mucho, el más estudiado de todos los escudos debido a su accesibilidad científica; la isla presta su nombre a las erupciones efusivas y de movimiento lento típicas del vulcanismo en escudo, conocidas como erupciones hawaianas. Estas erupciones, las menos explosivas de los eventos volcánicos, se caracterizan por la emisión efusiva de lavas basálticas altamente fluidas y 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. Volúmenes bajos de tales lavas en capas durante largos períodos de tiempo son lo que construye lentamente el perfil ancho y característicamente bajo de un volcán en escudo maduro.
También a diferencia de otros tipos eruptivos, las erupciones hawaianas a menudo ocurren en respiraderos de fisura descentralizados, comenzando con grandes "cortinas de fuego" que mueren rápidamente y se concentran en lugares específicos en las zonas de grietas del volcán. Mientras tanto, las erupciones de ventilación central 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 de ceniza; sin embargo, cuando el aire es especialmente denso con piroclastos, no pueden enfriarse lo suficientemente rápido debido al calor ambiental y golpean el suelo aún caliente, acumulándose en conos de salpicaduras. Si las tasas eruptivas son lo suficientemente altas, pueden incluso formar flujos de lava alimentados por salpicaduras. Las erupciones hawaianas suelen ser extremadamente duraderas; Puʻu ʻŌʻō, un cono de ceniza de Kīlauea, entró en erupción continuamente desde el 3 de enero de 1983 hasta abril de 2018.
Los flujos de las erupciones hawaianas se pueden dividir en dos tipos por sus características estructurales: la lava pāhoehoe, que es relativamente suave y fluye con una textura viscosa, y los flujos ʻaʻā, que son más densos, más viscosos (y, por lo tanto, de movimiento más lento) y más bloqueados. Estos flujos de lava pueden tener entre 2 y 20 m (10 y 70 pies) de espesor. Los flujos de lava ʻAʻā se mueven a través de la presión: el frente parcialmente solidificado del flujo se inclina 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 avanza. Aunque la parte superior del flujo se enfría rápidamente, la parte inferior fundida del flujo está amortiguada por la roca solidificada que se encuentra sobre él y, mediante este mecanismo, los flujos ʻaʻā pueden mantener el movimiento durante largos períodos de tiempo. Los flujos pahoehoe, en cambio, se mueven en láminas más convencionales, o por el avance de la lava "toes" en serpenteantes columnas de lava. El aumento de la viscosidad por parte de la lava o el esfuerzo cortante por parte de la topografía local pueden transformar un flujo pāhoehoe en uno ʻaʻā, pero nunca ocurre lo contrario.
Aunque la mayoría de los volcanes en escudo son casi en su totalidad de origen hawaiano y basáltico, rara vez lo son exclusivamente. Algunos volcanes, como el Monte Wrangell en Alaska y el Cofre de Perote en México, exhiben cambios 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 a sugerir el término "volcán compuesto en forma de escudo" en cambio. La mayoría de los volcanes en escudo maduros tienen múltiples conos de ceniza en sus flancos, los resultados de las eyecciones de tefra comunes durante la actividad incesante y marcadores de sitios activos actuales y anteriores en el volcán. Un ejemplo de estos conos parásitos es Puʻu ʻŌʻō en Kīlauea: la actividad continua en curso desde 1983 ha construido un cono de 2290 pies (698 m) de altura en el sitio de una de las erupciones de grietas más duraderas en la historia conocida.
Los volcanes en 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 en el lecho marino. Los escudos de Hawái y Galápagos, y otros escudos de puntos críticos como estos, están construidos con basalto de islas oceánicas. Sus lavas se caracterizan por altos niveles de sodio, potasio y aluminio.
Las características comunes en el vulcanismo en escudo incluyen tubos de lava. Los tubos de lava son tramos volcánicos con forma de cueva formados 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 del interior. Los tubos de lava pueden representar una gran parte de la actividad del volcán escudo; por ejemplo, se estima que el 58% de la lava que forma Kīlauea proviene de tubos de lava.
En algunas erupciones de volcanes en escudo, la lava basáltica brota de una fisura larga en lugar de una ventilación central y envuelve el campo con una larga franja de material volcánico en forma de una amplia meseta. Existen mesetas de este tipo en Islandia, Washington, Oregón e Idaho; los más destacados están situados a lo largo del río Snake en Idaho y el río Columbia en Washington y Oregón, donde se ha medido que tienen más de 2 km de espesor.
Las calderas son una característica común en los volcanes en escudo. Se forman y 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 a lo largo de la vida del volcán.
Las interacciones entre el agua y la lava en los volcanes en escudo pueden hacer que algunas erupciones se vuelvan hidrovolcánicas. Estas erupciones explosivas son drásticamente diferentes de la actividad volcánica de escudo habitual y son especialmente frecuentes en los volcanes rodeados de agua de las islas hawaianas.
Aaa avanza sobre el pāhoehoe solidificado en Kīlauea, Hawai
Una fuente de lava pāhoehoe en Kīlauea erupta
Un lago de lava en la caldera de Erta Ale, un volcán de escudo activo en Etiopía
Los flujos de Pāhoehoe entran en el Océano Pacífico en la isla de Hawai
Pu'u Ōō, a parasitic cinder cone on Kīlauea, lava de fuentes al anochecer en junio de 1983, cerca del comienzo de su ciclo eruptivo
Nāhuku, un tubo de lava en la isla Hawai, ahora una atracción turística en el Parque Nacional de Volcanes Hawai
Distribución
Los volcanes escudo se encuentran en todo el mundo. Pueden formarse sobre puntos calientes (puntos donde brota el magma de debajo de la superficie), como la cadena de montañas submarinas Hawái-Emperador y las Islas Galápagos, o sobre zonas de grietas más convencionales, como los escudos islandeses y los volcanes escudo de África Oriental. Aunque los volcanes en escudo generalmente no están asociados con la subducción, pueden ocurrir sobre zonas de subducción. Muchos ejemplos se encuentran 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 Tamu Massif, el más grande del mundo, aunque también se pueden encontrar tierra adentro; África Oriental es un ejemplo de esto.
Cadena de montes submarinos hawaiano-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 en el Océano Pacífico. Los volcanes siguen un patrón evolutivo distinto de crecimiento y muerte. La cadena contiene al menos 43 volcanes principales, y el monte submarino Meiji en su término cerca de la fosa Kuril-Kamchatka tiene 85 millones de años.
La parte más joven de la cadena es Hawái, donde los volcanes se caracterizan por frecuentes erupciones de grietas, su gran tamaño (miles de km3 de volumen) y su forma tosca y descentralizada. Las zonas de grietas son una característica destacada de estos volcanes y explican su estructura volcánica aparentemente aleatoria. Se alimentan del movimiento de la placa del Pacífico sobre el punto de acceso 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 millas cúbicas).
La cadena incluye Mauna Loa, un volcán en escudo que se encuentra a 4170 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 cu mi) de roca. Kīlauea, otro volcán en escudo de Hawái, es uno de los volcanes más activos de la Tierra, y su erupción más reciente ocurrió en 2021.
Islas Galápagos
Las islas Galápagos son un conjunto aislado de volcanes, formado por volcanes en escudo y mesetas de lava, a unos 1100 km (680 mi) al oeste de Ecuador. Están impulsados por el punto de acceso de Galápagos y tienen entre 4,2 millones y 700 000 años de edad aproximadamente. La isla más grande, Isabela, consta de seis volcanes en escudo fusionados, cada uno delimitado por una gran caldera en la cumbre. Española, la isla más antigua, y Fernandina, la más joven, también son volcanes en escudo, al igual que la mayoría de las otras islas de la cadena. 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). 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, de seis volcanes en escudo diferentes. De los 21 volcanes emergentes, 13 se consideran activos.
Cerro Azul es un volcán en escudo en la parte suroeste de la isla Isabela y es uno de los más activos en Galápagos, con la última erupción entre mayo y junio de 2008. El Instituto de Geofísica de la Escuela Politécnica Nacional en Quito alberga un proyecto internacional equipo de sismólogos y vulcanólogos cuya responsabilidad es monitorear los numerosos volcanes activos del Ecuador en la Faja Volcánica Andina 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.
Las islas Galápagos son geológicamente jóvenes para una cadena tan grande, y el patrón de sus zonas de ruptura sigue una de dos tendencias, una de norte a noroeste y otra de este a oeste. La composición de las lavas de los escudos de Galápagos es sorprendentemente similar a la de los volcanes de Hawai. Curiosamente, no forman la misma "línea" volcánica; asociado con la mayoría de los hotspots. No están solos en este sentido; la cadena de montes submarinos Cobb-Eickelberg en el Pacífico Norte es otro ejemplo de una cadena tan delineada. Además, no existe 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.
Islandia
Ubicada sobre la dorsal mesoatlántica, un límite de placas tectónicas divergentes en medio del océano Atlántico, Islandia alberga alrededor de 130 volcanes de varios tipos. Los volcanes en escudo islandeses son generalmente del Holoceno, entre 5.000 y 10.000 años. Los volcanes también tienen una distribución muy estrecha y se presentan 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 solo punto. Entonces se forma el escudo principal, enterrando con su lava a los más pequeños formados por las primeras erupciones.
Los escudos islandeses son en su mayoría pequeños (~15 km3 (4 cu mi)), simétricos (aunque esto puede verse afectado por la topografía de la superficie) y caracterizados por erupciones de calderas en las cumbres. Están compuestos de olivino toleítico o basalto picrítico. Los escudos toleíticos tienden a ser más anchos y menos profundos que los escudos picríticos. No siguen el patrón de crecimiento y destrucción de calderas que siguen otros volcanes en escudo; Pueden formarse calderas, pero generalmente no desaparecen.
África Oriental
En África Oriental, la actividad volcánica se genera por el desarrollo del Rift de África Oriental y de los puntos críticos cercanos. Algunos volcanes interactúan con ambos. Los volcanes en escudo se encuentran cerca de la grieta y frente a la costa de África, aunque los estratovolcanes son más comunes. Aunque escasamente estudiado, el hecho de que todos sus volcanes sean del Holoceno refleja lo joven que es el centro volcánico. Una característica interesante del vulcanismo de África Oriental es una inclinación por 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.
El volcán en escudo más activo de África es Nyamuragira. Las erupciones en el volcán escudo generalmente se centran 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 en 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. Otros centros volcánicos incluyen Menengai, una enorme caldera en escudo, y Monte Marsabit en Kenia.
Volcanes en escudo extraterrestres
Shield volcanoes are not limited to Earth; they have been found on Mars, Venus, and Jupiter 's moon, Io.
Los volcanes en escudo de Marte son muy similares a los volcanes en escudo de la Tierra. En ambos planetas, tienen flancos suavemente inclinados, cráteres colapsados a lo largo de su estructura central y están construidos con lavas altamente fluidas. Las características volcánicas de Marte se observaron mucho antes de que se estudiaran en detalle por primera vez 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 23 km de altura y 595 km de diámetro, mucho más grandes que los 10 km de altura y 119 km de ancho de los escudos hawaianos. El más alto de estos, Olympus Mons, 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 un área de superficie más grande que los que se encuentran en la Tierra, algunos con un diámetro de más de 700 km (430 mi). Aunque la mayoría de estos se extinguieron hace mucho tiempo, se ha sugerido, a partir de las observaciones de la nave espacial Venus Express, que muchos aún pueden estar activos.