Un volcán en escudo es un tipo de volcán llamado así por su perfil bajo, que se asemeja a un escudo que yace en el suelo. Se forma por la erupción de lava muy fluida (baja viscosidad ) , que viaja más lejos y forma flujos más delgados que la lava más viscosa que surge de un estratovolcán . Las erupciones repetidas dan como resultado la acumulación constante de amplias capas de lava, formando la forma distintiva del volcán en escudo.
Los volcanes en escudo se encuentran dondequiera que 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 rift continental . [1] Incluyen los volcanes más grandes de la tierra, como el macizo de Tamu y el Mauna Loa . [2] Volcanes en escudo gigantes se encuentran en otros planetas del Sistema Solar , incluido Olympus Mons en Marte [3] y Sapas Mons en Venus . [4]
El término "volcán en escudo" proviene del término alemán Schildvulkan , acuñado por el geólogo austriaco Eduard Suess en 1888 y que había sido calcado al inglés en 1910. [5] [6]
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 particular composición magmática . De estas cuatro formas, los volcanes en escudo son los que hacen erupción de lavas menos viscosas . Mientras que los estratovolcanes y los domos de lava son producto de flujos altamente viscosos, y los conos de ceniza están construidos con tefra explosivamente eruptiva , los volcanes en escudo son producto de erupciones efusivas suaves de lavas altamente fluidas que producen, con el tiempo, un "escudo" epónimo amplio y suavemente inclinado. ". [7] [8] Aunque el término se aplica generalmente a escudos basálticos , en ocasiones también se ha aplicado 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 ; [9] [10] un ejemplo de escudo félsico es la Cordillera Ilgachuz en Columbia Británica , Canadá. [11] Los volcanes en escudo son similares en origen a las vastas mesetas de lava y 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. [7]
Los volcanes en escudo activos experimentan una actividad eruptiva casi continua durante períodos de tiempo extremadamente largos, lo que da como resultado la construcción gradual de edificios que pueden alcanzar dimensiones extremadamente grandes. [8] Con la exclusión de los basaltos de inundación, los escudos maduros son las características volcánicas más grandes de la Tierra. [12] La cumbre del volcán subaéreo más grande del mundo, Mauna Loa , se encuentra a 4.169 m (13.678 pies) sobre el nivel del mar , y se estima que el volcán, de más de 60 millas (100 km) de ancho en su base, contiene alrededor de 80.000 km 3 (19.000 millas cúbicas) de basalto. [13] [8] La masa del volcán es tan grande que ha hundido la corteza debajo de él otros 8 km (5 millas). [14] Teniendo en cuenta este hundimiento y la altura del volcán sobre el fondo del mar , la altura "verdadera" de Mauna Loa desde el inicio de su historia eruptiva es de aproximadamente 17.170 m (56.000 pies). [15] El Monte Everest , en comparación, tiene 8.848 m (29.029 pies) de altura. [16] En septiembre de 2013, un equipo dirigido por William Sager de la Universidad de Houston anunció el descubrimiento del Macizo Tamu , un enorme volcán en escudo submarino extinto de origen previamente desconocido que, de aproximadamente 450 por 650 km (280 por 400 millas) en área, eclipsa a todos los volcanes previamente conocidos en el planeta. Sin embargo, no se ha confirmado la extensión del volcán. [17]
Los volcanes en escudo presentan una pendiente suave (generalmente de 2° a 3°) que se inclina gradualmente con la elevación (alcanzando aproximadamente 10°) antes de aplanarse cerca de la cumbre, formando una forma general convexa hacia arriba. En altura, suelen tener aproximadamente una vigésima parte de su ancho. [8] Aunque la forma general de un volcán en escudo "típico" varía poco en todo el mundo, existen diferencias regionales en su tamaño y características morfológicas. Los volcanes en 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 (1,500 a 2,000 pies) de altura, [7] mientras que los volcanes en escudo en el campo volcánico de Michoacán-Guanajuato en el centro de México promedio de 340 m (1100 pies) de altura y 4100 m (13500 pies) de ancho, con un ángulo de pendiente promedio de 9,4 ° y un volumen promedio de 1,7 km 3 (0,4 millas cúbicas). [18]
Las zonas de ruptura son una característica predominante en los volcanes en 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 [8] puede atribuirse a erupciones de rift. La ventilación de fisuras es común en Hawai'i; la mayoría de las erupciones hawaianas comienzan con el llamado "muro de fuego" a lo largo de una línea de fisura importante 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 las cumbres , lo que hace que la lava esté distribuida de manera más uniforme o simétrica. [13] [8] [19] [20]
La mayor parte de lo que se sabe actualmente sobre el carácter eruptivo volcánico del escudo se ha obtenido de estudios realizados en los volcanes de la isla de Hawai , con diferencia el más intensamente estudiado de todos los escudos debido a su accesibilidad científica; [21] la isla presta su nombre a las erupciones efusivas y de movimiento lento típicas del vulcanismo en escudo, conocidas como erupciones hawaianas . [22] Estas erupciones, las menos explosivas de los eventos volcánicos, se caracterizan por la emisión efusiva de lavas basálticas muy fluidas y de bajo contenido gaseoso . Estas lavas viajan una distancia mucho mayor que las de otros tipos eruptivos antes de solidificarse, formando láminas magmáticas extremadamente anchas pero relativamente delgadas, a menudo de menos de 1 m (3 pies) de espesor. [13] [8] [19] Los volúmenes bajos de este tipo de lavas estratificadas durante largos períodos de tiempo son los que construyen lentamente el perfil característicamente bajo y amplio de un volcán en escudo maduro. [13]
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 rápidamente se apagan y se concentran en lugares específicos de las zonas de ruptura del volcán. Mientras tanto, las erupciones de respiradero 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 suelen enfriarse en el aire antes de tocar el suelo, lo que provoca la acumulación de fragmentos de escoria carbonizada; sin embargo, cuando el aire está especialmente denso con piroclastos , no pueden enfriarse lo suficientemente rápido debido al calor circundante y golpean el suelo aún caliente, acumulándose en conos de salpicaduras . Si las tasas de erupción 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 del Kīlauea , entró en erupción continuamente desde el 3 de enero de 1983 hasta abril de 2018. [19]
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 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 es amortiguada por la roca que se solidifica sobre él, y mediante este mecanismo, los flujos ʻaʻā pueden mantener el movimiento durante largos períodos de tiempo. Los flujos de pahoehoe, por el contrario, se mueven en láminas más convencionales o mediante el avance de los "dedos" de lava en columnas de lava serpenteantes. 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 lo contrario nunca ocurre. [23]
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 Cofre de Perote en México, exhiben variaciones 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 incluso a sugerir el término "volcán compuesto en forma de escudo". [24] La mayoría de los volcanes en escudo maduros tienen múltiples conos de ceniza en sus flancos, el resultado de eyecciones de tefra comunes durante la actividad incesante y marcadores de sitios activos actualmente y anteriormente en el volcán. [12] [19] Un ejemplo de estos conos parásitos está en Puʻu ʻŌʻō en Kīlauea [20] : la actividad continua desde 1983 ha construido un cono de 2290 pies (698 m) de altura en el sitio de una de las grietas más duraderas. erupciones en la historia conocida. [25]
Los volcanes en escudo hawaianos no están situados 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 hotspot . Durante millones de años, el movimiento tectónico que mueve los continentes también crea largos senderos volcánicos a través del fondo marino. Los escudos de Hawai y Galápagos, y otros escudos de puntos críticos como ellos, están construidos con basalto de islas oceánicas. Sus lavas se caracterizan por tener altos niveles de sodio , potasio y aluminio . [26]
Las características comunes en el vulcanismo en escudo incluyen tubos de lava . [27] Los tubos de lava son rectas volcánicas con forma de cueva formadas 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. [28] Los tubos de lava pueden representar una gran parte de la actividad del volcán en escudo; por ejemplo, se estima que el 58% de la lava que forma el Kilauea proviene de tubos de lava. [27]
En algunas erupciones de volcanes en escudo, la lava basáltica brota de una larga fisura en lugar de un respiradero central, y envuelve el campo con una larga banda 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. [13]
Las calderas son una característica común en los volcanes en escudo. Se forman y reforman a lo largo de la vida del volcán. Los períodos eruptivos prolongados forman conos de ceniza, que luego colapsan con el tiempo para formar calderas. Las calderas a menudo se llenan mediante erupciones progresivas o se forman en otros lugares, y este ciclo de colapso y regeneración tiene lugar durante toda la vida del volcán. [12]
Las interacciones entre el agua y la lava en los volcanes en escudo pueden provocar que algunas erupciones se vuelvan hidrovolcánicas . Estas erupciones explosivas son drásticamente diferentes de la actividad volcánica en escudo habitual [12] y son especialmente frecuentes en los volcanes acuáticos de las islas hawaianas . [19]
Los volcanes en escudo se encuentran en todo el mundo. Pueden formarse sobre puntos críticos (puntos donde brota magma desde debajo de la superficie), como la cadena de montes submarinos Hawai-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 ocurrir 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 el macizo de Tamu, el más grande del mundo, aunque también se pueden encontrar tierra adentro; África oriental es un ejemplo de esto. [29]
La cadena de volcanes en escudo más grande y prominente del mundo es la cadena de montes submarinos Hawai-Emperador, una cadena de volcanes calientes en el Océano Pacífico. Los volcanes siguen un patrón evolutivo distinto de crecimiento y muerte. [30] 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. [31]
La parte más joven de la cadena es Hawaii, donde los volcanes se caracterizan por frecuentes erupciones, su gran tamaño (miles de km 3 de volumen) y su forma rugosa y descentralizada. Las zonas de ruptura son una característica destacada de estos volcanes y explican su estructura volcánica aparentemente aleatoria. [8] Son alimentados por el movimiento de la Placa del Pacífico sobre el hotspot de Hawái y forman una larga cadena de volcanes, atolones y montes submarinos de 2.600 km (1.616 millas) de largo con un volumen total de más de 750.000 km 3 (179.935 millas cúbicas). . [32]
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 millas) por debajo de la línea de flotación y dentro de la corteza, aproximadamente 80.000 km 3 (19.000 millas cúbicas) de roca. [27] Kīlauea , otro volcán en escudo hawaiano, es uno de los volcanes más activos de la Tierra, y su erupción más reciente se produjo en 2021. [13]
Las Islas Galápagos son un conjunto aislado de volcanes, formado por volcanes en escudo y mesetas de lava, a unos 1.100 km (680 millas) al oeste de Ecuador. Están impulsados por el hotspot de Galápagos y tienen entre 4,2 millones y 700.000 años de edad aproximadamente. [26] La isla más grande, Isabela , consta de seis volcanes en escudo fusionados, cada uno de ellos delimitado por una gran caldera en la cima. Española , la isla más antigua, y Fernandina , la más joven, también son volcanes en escudo, como lo son la mayoría de las demás islas de la cadena. [33] [34] [35] Las Islas Galápagos están ubicadas sobre 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 millas (280 km). [36] 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 en escudo diferentes. [33] [35] De los 21 volcanes emergentes, 13 se consideran activos. [26]
Cerro Azul es un volcán en escudo en la parte suroeste de la isla Isabela y es uno de los más activos de Galápagos, con la última erupción entre mayo y junio de 2008. El Instituto de Geofísica de la Escuela Politécnica Nacional de Quito alberga un equipo internacional de sismólogos y vulcanólogos [37] cuya responsabilidad es monitorear los numerosos volcanes activos de Ecuador en el Cinturón Volcánico Andino 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. [38]
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 de norte-noroeste y otra de este-oeste. La composición de las lavas de los escudos de Galápagos es sorprendentemente similar a la de los volcanes hawaianos. Curiosamente, no forman la misma "línea" volcánica asociada con la mayoría de los puntos críticos. 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. [39]
Situada sobre la Cordillera del Atlántico Medio , un límite de placas tectónicas divergentes en medio del Océano Atlántico, Islandia es el sitio de alrededor de 130 volcanes de varios tipos. [20] Los volcanes en escudo islandeses son generalmente de la edad del Holoceno , entre 5.000 y 10.000 años. Los volcanes también tienen una distribución muy estrecha y se encuentran en dos bandas en las zonas volcánicas oeste y norte. Al igual que los volcanes hawaianos, su formación comienza inicialmente con varios centros eruptivos antes de centralizarse y concentrarse en un solo punto. Luego se forma el escudo principal, enterrando con su lava los más pequeños formados por las primeras erupciones. [36]
Los escudos islandeses son en su mayoría pequeños (~15 km 3 (4 millas cúbicas)), simétricos (aunque esto puede verse afectado por la topografía de la superficie) y se caracterizan por erupciones desde las calderas de las cumbres. [36] Están compuestos de olivino toleítico o basalto picrítico . Los escudos toleíticos tienden a ser más anchos y menos profundos que los escudos picríticos. [40] No siguen el patrón de crecimiento y destrucción de la caldera que siguen otros volcanes en escudo; Se pueden formar calderas, pero generalmente no desaparecen. [8] [36]
Las montañas Bingöl son uno de los volcanes en escudo de Turquía .
En África Oriental, la actividad volcánica se genera por el desarrollo del Rift de África Oriental y por los puntos críticos cercanos. Algunos volcanes interactúan con ambos. Los volcanes en escudo se encuentran cerca del rift 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 del este de África es la 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. [41]
El volcán en escudo más activo de África es Nyamuragira . Las erupciones del volcán en 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 a más de 30 km (19 millas) de 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. [41] Otros centros volcánicos incluyen Menengai , un enorme escudo caldera, [42] y el monte Marsabit en Kenia.
Los volcanes en escudo no se limitan a la Tierra; Se han encontrado en Marte , Venus y Io , la luna de Júpiter . [43]
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 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 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 es el tamaño; Los volcanes marcianos varían en tamaño hasta 23 km de altura y 595 km de diámetro, mucho más grandes que los escudos hawaianos de 10 km de altura y 119 km de ancho. [44] [45] [46] El más alto de ellos, 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 una superficie mayor que los que se encuentran en la Tierra, algunos con un diámetro de más de 700 km (430 millas). [47] Aunque la mayoría de ellos se extinguieron hace mucho tiempo, se ha sugerido, a partir de observaciones realizadas por la nave espacial Venus Express , que muchos aún pueden estar activos. [48]
Medios relacionados con los volcanes en escudo en Wikimedia Commons
