Existen numerosos tipos de volcanes o fuentes volcánicas; algunos de los más comunes se resumen en la Tabla 4.1.
| Tabla 4.1 Resumen de los principales tipos de vulcanismo | Contexto tectónico | Tamaño y forma | Características del magma y de la erupción | Ejemplo |
| Tipo | ||||
| Cono de escorias | Diversos; algunos se forman en los flancos de volcanes de mayor tamaño | Pequeño (de decenas a cientos de metros) y de fuerte pendiente (superior a 20°) | La mayoría son máficos y se forman durante las primeras etapas, ricas en gases, de una erupción asociada a un volcán en escudo o a un rift | Eve Cone, norte de Columbia Británica |
| Volcán compuesto | Casi todos se encuentran en zonas de subducción | Tamaño medio (miles de metros de altura y hasta 20 km de diámetro) y pendiente moderada (de 10° a 30°) | La composición del magma varía de félsica a máfica, y las erupciones, de explosivas a efusivas | Monte St. Helens |
| Volcán en escudo | La mayoría se encuentran sobre plumas mantélicas; algunos están en dorsales de expansión | Grande (hasta varios miles de metros de altura y hasta 200 kilómetros de diámetro), de poca pendiente (normalmente de 2° a 10°) | El magma es casi siempre máfico y las erupciones son normalmente efusivas, aunque los conos de escorias son comunes en los flancos de los volcanes en escudo | Kīlauea, Hawái |
| Grandes provincias ígneas | Asociadas a «superplumas» mantélicas | Enormes (hasta millones de kilómetros cuadrados) y de cientos de metros de espesor | El magma es siempre máfico y las coladas individuales pueden tener decenas de metros de espesor | Basaltos del río Columbia |
| Vulcanismo del fondo oceánico | Generalmente asociado a dorsales de expansión, aunque también a plumas mantélicas | Grandes áreas del fondo oceánico asociadas a dorsales de expansión | A velocidades de erupción normales se forman lavas almohadilladas; si la velocidad de flujo es mayor, se desarrollan coladas de lava | Dorsal de Juan de Fuca |
| Kimberlita | Procedente del manto superior | Los restos suelen tener entre decenas y cientos de metros de diámetro | La mayoría parecen haber experimentado erupciones explosivas que formaron conos de escorias; la más joven está datada en unos 10 ka, y todas las demás tienen al menos 30 Ma | Campo de kimberlitas de Lac de Gras, Territorios del Noroeste |
Los tamaños y las formas de los volcanes en escudo, los volcanes compuestos y los conos de escorias típicos se comparan en la Figura 4.3.1, aunque, para ser precisos, Mauna Loa es el volcán en escudo más grande de la Tierra; todos los demás son más pequeños. Mauna Loa se eleva desde el fondo oceánico llano que lo rodea, y su diámetro es del orden de 200 km. Su elevación es de 4.169 m sobre el nivel del mar. El monte St. Helens, un volcán compuesto de tamaño medio, se eleva por encima de las colinas circundantes de la cordillera de las Cascadas. Su diámetro es de unos 6 km y su altura es de 2.550 m sobre el nivel del mar. Los conos de escorias son mucho más pequeños. En este dibujo, incluso un cono de escorias grande es apenas un punto.
Conos de escorias
Los conos de escorias, como Eve Cone, en el norte de Columbia Británica (Figura 4.3.2), suelen tener solo unos pocos cientos de metros de diámetro, y pocos superan los 200 m de altura. La mayoría están constituidos por fragmentos de roca máfica vesicular (escoria) que fueron expulsados cuando el magma comenzó a liberar gases al aproximarse a la superficie, creando fuentes de lava. En muchos casos, estos se convirtieron posteriormente en lugares de emisión de coladas de lava efusivas cuando los gases se agotaron. La mayoría de los conos de escorias son monogenéticos, lo que significa que se formaron durante una única fase eruptiva que pudo haber durado semanas o meses. Debido a que los conos de escorias están constituidos casi exclusivamente por fragmentos sueltos, tienen muy poca resistencia. Pueden ser erosionados con facilidad y relativa rapidez.
Volcanes compuestos
Los volcanes compuestos, como el monte St. Helens, en el estado de Washington (Figura 4.3.3), están asociados casi en su totalidad con la subducción en límites convergentes de placas, ya sean límites océano-continente u océano-océano (Figura 4.1.2b). Pueden elevarse hasta varios miles de metros sobre el terreno circundante y, con pendientes que alcanzan los 30°, pueden tener hasta unos 20 km de diámetro. En muchos de estos volcanes, el magma se almacena en una cámara magmática situada en la parte superior de la corteza. Por ejemplo, en el monte St. Helens existen evidencias de una cámara magmática de aproximadamente 1 kilómetro de anchura que se extiende desde unos 6 km hasta 14 km por debajo de la superficie (Figura 4.3.4). Las variaciones sistemáticas en la composición del vulcanismo durante los últimos miles de años en el monte St. Helens indican que la cámara magmática está zonificada, desde una composición más félsica en la parte superior hasta una más máfica en la parte inferior.
Descripción de la imagen de la Figura 4.3.4: El monte St. Helens se eleva más de 2,5 kilómetros sobre el nivel del mar y está constituido principalmente por rocas de menos de 3.000 años de antigüedad. Debajo de la montaña se encuentran rocas volcánicas más antiguas. Justo por debajo del nivel del mar hay una pequeña cámara magmática, que constituye un probable reservorio para las erupciones de 1981 y posteriores. Entre 5 y 14 kilómetros por debajo del nivel del mar se encuentra la cámara magmática principal. Las variaciones en la composición del magma erupcionado indican que esta cámara está estratificada, con más magma en la parte inferior.
Las erupciones máficas (y algunas erupciones intermedias), por otra parte, producen coladas de lava; la que se muestra en la Figura 4.3.5b tiene suficiente espesor (unos 10 m en total) como para haberse enfriado formando un patrón de disyunción columnar (Figura 4.3.7). Las coladas de lava aplanan el perfil del volcán (porque la lava normalmente fluye más lejos de lo que alcanza el material piroclástico al caer) y protegen de la erosión los depósitos fragmentarios. Aun así, los volcanes compuestos tienden a erosionarse rápidamente. Patrick Pringle, vulcanólogo del Departamento de Recursos Naturales del estado de Washington, describe el monte St. Helens como una «pila de escombros».
Las rocas que constituyen el monte St. Helens presentan composiciones que van desde la riolita (Figura 4.3.5a) hasta el basalto (Figura 4.3.5b); esto implica que los tipos de erupciones que se han producido en el pasado han variado ampliamente en cuanto a su carácter. Como ya se ha señalado, el magma félsico no fluye con facilidad ni permite que los gases escapen fácilmente. En estas circunstancias, la presión aumenta hasta que se abre un conducto y entonces se produce una erupción explosiva a partir de la parte superior de la cámara magmática, rica en gases, que genera material piroclástico, como se muestra en la Figura 4.3.5a. Este tipo de erupción también puede provocar la rápida fusión del hielo y la nieve de un volcán, lo que normalmente desencadena grandes flujos de lodo conocidos como lahares (Figura 4.3.5a).
Los flujos piroclásticos calientes y de rápido desplazamiento y los lahares son las dos principales causas de víctimas mortales en las erupciones volcánicas. Los flujos piroclásticos causaron la muerte de aproximadamente 30.000 personas durante la erupción de 1902 del monte Pelée, en la isla caribeña de Martinica. La mayoría murieron incineradas en sus hogares. En 1985, un enorme lahar, desencadenado por la erupción del Nevado del Ruiz, causó la muerte de 23.000 personas en la localidad colombiana de Armero, situada a unos 50 km del volcán.
En un contexto geológico, los volcanes compuestos tienden a formarse con relativa rapidez y no perduran durante mucho tiempo. El monte St. Helens, por ejemplo, está constituido por rocas de menos de 40.000 años de antigüedad; la mayor parte tiene menos de 3.000 años. Si cesara su actividad volcánica, podría desaparecer por erosión en unas pocas decenas de miles de años. Esto se debe en gran medida a la presencia de materiales eruptivos piroclásticos, que presentan poca resistencia.
Descripción de la imagen de la Figura 4.3.5: La imagen (A) muestra una pared de un acantilado con capas horizontales de color gris/marrón y naranja. Los laterales parecen blandos, como si pudieran erosionarse fácilmente. Las capas de color gris/marrón son depósitos de lahar y las capas naranjas son depósitos piroclásticos félsicos. La imagen (B) muestra una colada de lava basáltica con disyunción columnar, que presenta el aspecto de un acantilado rocoso, de piedra, con estructuras verticales.
Ejercicio 4.3 Volcanes y subducción
Figura 4.3.6
El mapa que se muestra aquí ilustra las interacciones entre las placas Norteamericana, de Juan de Fuca y del Pacífico frente a la costa occidental de Canadá y Estados Unidos. La placa de Juan de Fuca se forma a lo largo de la dorsal de Juan de Fuca y posteriormente subduce bajo la placa Norteamericana a lo largo de la línea roja provista de dientes («límite de subducción»).
- Utilizando la barra de escala situada en la parte inferior izquierda del mapa, estima la distancia media entre el límite de subducción y los volcanes compuestos de las Cascadas.
- Si la placa de Juan de Fuca en subducción desciende 40 km por cada 100 km que avanza hacia el interior del continente, ¿cuál es su profundidad probable en la zona donde se están formando los volcanes?
Ejercicio 4.3 Volcanes y subducción
Los volcanes se encuentran entre 200 y 300 kilómetros del límite de subducción, a unos 250 kilómetros de media. Si la corteza en subducción desciende 40 kilómetros por cada 100 kilómetros que avanza hacia el interior del continente, la profundidad de la placa de Juan de Fuca bajo estos volcanes se encuentra entre 80 y 120 kilómetros, o a unos 100 kilómetros de media.
Figura 4.3.7 Desarrollo de la disyunción columnar en basalto, vista aquí desde arriba. A medida que la roca se enfría, se contrae y, debido a que es muy homogénea, lo hace de manera sistemática. Cuando la roca se fractura, lo hace formando ángulos de aproximadamente 120° entre los planos de fractura. Las columnas resultantes tienden a tener 6 lados, aunque también se forman columnas de 5 y 7 lados.
Volcanes en escudo
La mayoría de los volcanes en escudo están asociados con plumas mantélicas, aunque algunos se forman en límites divergentes, ya sea en tierra firme o en el fondo oceánico. Debido a su magma máfico poco viscoso, tienden a presentar pendientes relativamente suaves (de 2° a 10°), y los de mayor tamaño pueden superar los 100 km de diámetro. Los volcanes en escudo más conocidos son los que constituyen las islas Hawái y, de ellos, los únicos activos se encuentran en la isla de Hawái. Mauna Loa, el volcán más grande del mundo y la montaña más grande del mundo (por volumen), entró en erupción por última vez en 1984. Kīlauea, posiblemente el volcán más activo del mundo, ha estado en erupción, prácticamente sin interrupción, desde 1983. Lōʻihi es un volcán submarino situado al sureste de Hawái. La última erupción conocida tuvo lugar en 1996, aunque es posible que haya entrado en erupción desde entonces sin que se haya detectado.
Todos los volcanes de Hawái están relacionados con la pluma mantélica que actualmente se encuentra bajo Mauna Loa, Kīlauea y Lōʻihi (Figura 4.3.8). En esta zona, la placa del Pacífico se desplaza hacia el noroeste a una velocidad de unos 7 centímetros (cm) por año. Esto significa que los volcanes que se formaron anteriormente —y que ahora están extinguidos— se han alejado considerablemente de la pluma mantélica. Como se muestra en la Figura 4.3.8, existen evidencias de cámaras magmáticas corticales bajo los tres volcanes activos de Hawái. En Kīlauea, la cámara magmática parece tener varios kilómetros de diámetro y está situada entre 8 km y 11 km por debajo de la superficie.
Aunque no es una montaña prominente (Figura 4.3.2), el volcán Kīlauea presenta una gran caldera en su zona de cumbre (Figura 4.3.9). Una caldera es un cráter volcánico de más de 2 km de diámetro; esta tiene 4 km de longitud y 3 km de anchura. En su interior contiene una estructura más pequeña denominada cráter Halemaʻumaʻu, cuya profundidad total supera los 200 m con respecto al área circundante. La mayoría de los cráteres y calderas volcánicos se forman sobre cámaras magmáticas, y el nivel del fondo del cráter está influido por la presión ejercida por el cuerpo magmático. Durante tiempos históricos, los fondos tanto de la caldera de Kīlauea como del cráter Halemaʻumaʻu se han elevado durante la expansión de la cámara magmática y han descendido durante la deflación de la cámara.
Una de las características más destacadas de la caldera de Kīlauea es la emisión de vapor de agua (la nube blanca de la Figura 4.3.9) y un intenso olor a azufre (Figura 4.3.10). Como es habitual en las regiones magmáticas, el agua es el principal componente volátil, seguida del dióxido de carbono y el dióxido de azufre. Estos gases, junto con algunos gases minoritarios, proceden de la cámara magmática situada en profundidad y ascienden a través de fracturas en las rocas suprayacentes. Esta desgasificación del magma es fundamental para el estilo eruptivo de Kīlauea, que, durante la mayor parte de los últimos 35 años, ha sido efusivo, no explosivo.
La erupción de Kīlauea que comenzó en 1983 se inició con la formación de un cono de escorias en Puʻu ʻŌʻō, aproximadamente 15 km al este de la caldera (Figura 4.3.11). El magma que alimentaba esta erupción fluía a lo largo de un importante sistema de conductos conocido como Rift Este, que se extiende unos 20 km desde la caldera, primero hacia el sureste y después hacia el este. Las fuentes de lava y la formación del cono de escorias de Puʻu ʻŌʻō (Figura 4.3.12a) continuaron hasta 1986, momento en el que el flujo pasó a ser efusivo. Desde 1986 hasta 2014, la lava fluyó desde una abertura en el flanco sur de Puʻu ʻŌʻō, descendiendo por la ladera de Kīlauea a través de un tubo de lava (Figura 4.3.12d) y emergiendo en el océano o cerca de él.
Durante 2014 y 2015, la lava fluyó hacia el noreste, en dirección a la comunidad de Pāhoa (véase el Ejercicio 4.4). En mayo de 2018 comenzó una nueva erupción otros 15 km al este de la colada de 2014/15, en la zona conocida como Leilani Estates. La colada del Rift Este Inferior permaneció activa durante 6 meses. Durante ese tiempo, 35 km² de terreno existente quedaron cubiertos por lava y se crearon 3,5 km² de terreno nuevo (Figura 4.3.11); unos 48 km de carreteras quedaron cubiertos por lava y 716 viviendas fueron destruidas (véase Resumen del USGS de la erupción de 2018 del volcán Kīlauea [PDF]). https://volcanoes.usgs.gov/vsc/file_mngr/file-224/OVERVIEW_Kil2018_LERZ-Summit_June%202019.pdf
La actividad volcánica en el Rift Este cesó en agosto de 2018 y, desde entonces, no se ha producido actividad en Kīlauea. Esto parece marcar el final del ciclo eruptivo que se prolongó —con solo unas pocas interrupciones breves— durante 35 años. Es casi seguro que Kīlauea volverá a entrar en erupción en cuestión de años o décadas.
Los dos principales tipos de texturas que se generan durante las erupciones subaéreas efusivas son pāhoehoe y ʻāʻā. La pāhoehoe, una lava cordada que se forma cuando una lava poco viscosa fluye suavemente, desarrolla una película superficial que se solidifica parcialmente y después se arruga debido al flujo continuo de la lava situada bajo la superficie (Figura 4.3.12b y «vídeo de una colada de lava»). La ʻāʻā, o lava en bloques, se forma cuando el magma se ve obligado a fluir más rápido de lo que puede hacerlo, por ejemplo, al descender por una pendiente (Figura 4.3.12c). La tefra (fragmentos de lava) se produce durante las erupciones explosivas y se acumula en las proximidades de los conos de escorias.
La Figura 4.3.12d muestra el interior de un tubo de lava activo en el borde meridional de Kīlauea. El resplandor rojo procede de una corriente de lava muy caliente (~1200 °C) que ha recorrido bajo tierra la mayor parte de los 8 km desde la abertura eruptiva de Puʻu ʻŌʻō. Los tubos de lava se forman de manera natural y con facilidad tanto en los volcanes en escudo como en los volcanes compuestos, porque la lava máfica en movimiento se enfría preferentemente cerca de sus márgenes, formando diques laterales de lava sólidos que finalmente se cierran sobre la parte superior de la colada. El magma del interior de un tubo de lava no está expuesto al aire, por lo que permanece caliente y fluido y puede recorrer decenas de kilómetros, contribuyendo así al gran tamaño y a las suaves pendientes de los volcanes en escudo. Los volcanes hawaianos están atravesados por miles de antiguos tubos de lava, algunos de hasta 50 km de longitud.
Kīlauea comenzó a formarse hace aproximadamente 300 ka, mientras que el vecino Mauna Loa se remonta a 700 ka y el cercano Mauna Kea, a alrededor de 1 Ma. Si el vulcanismo continúa sobre la pluma mantélica de Hawái de la misma manera que lo ha hecho desde hace 85 Ma, es probable que Kīlauea continúe en erupción durante al menos otros 500.000 años. Para entonces, su vecino Lōʻihi habrá emergido del fondo oceánico, y sus otros vecinos, Mauna Loa y Mauna Kea, habrán experimentado una erosión considerable, al igual que sus volcanes emparentados de las islas situadas al noroeste (Figura 4.3.8).
Ejercicio 4.4 La colada de lava de Kīlauea de 2014
El mapa del Observatorio de Volcanes de Hawái (HVO) del Servicio Geológico de Estados Unidos (U.S. Geological Survey), que se muestra aquí y está fechado el 29 de enero de 2015, muestra el contorno de la lava que comenzó a fluir hacia el noreste desde Puʻu ʻŌʻō el 27 de junio de 2014 (la «colada de lava del 27 de junio», también conocida como «colada de lava del Rift Este»). La colada alcanzó el asentamiento más cercano, Pāhoa, el 29 de octubre, 124 días después. Tras dañar algunas infraestructuras al oeste de Pāhoa, la colada dejó de avanzar. El 1 de noviembre se produjo una nueva emisión, que se ramificó hacia el norte desde la colada principal.
¿Cuál es la velocidad media de avance del frente de la colada desde el 27 de junio hasta el 29 de octubre de 2014, en metros por día y en metros por hora?
Ejercicio 4.4 La colada de lava del 27 de junio de Kīlauea
- El frente de la colada avanzó a una velocidad de unos 160 metros por día, o algo menos de 7 metros por hora, entre el 27 de junio y el 29 de octubre de 2014. Esto no significa que durante ese tiempo la lava fluyera únicamente a velocidades de unos pocos metros por hora. Probablemente fluyó mucho más rápido (posiblemente de decenas a cientos de metros por hora), pero avanzó de forma intermitente, y la posición del frente de avance cambió muchas veces. En otros momentos, la colada se extendió por la zona.
- Entre enero de 2015 y enero de 2016, la colada no se extendió más hacia el noreste, en dirección a Pāhoa. En su lugar, se extendió por la llanura situada al norte de Puʻu ʻŌʻō.
Descripción de la imagen de la Figura 4.3.14: El Grupo de Basaltos del Río Columbia cubre la mayor parte del sureste del estado de Washington y se extiende a lo largo de los límites entre Washington, Idaho y Oregón. Los basaltos columnares que se muestran en la fotografía se encuentran en el este de Washington. Se elevan desde un valle llano formando altos acantilados.
Grandes provincias ígneas
Mientras que la pluma mantélica de Hawái ha producido un volumen relativamente bajo de magma durante un periodo de tiempo muy prolongado (~85 Ma), otras plumas mantélicas son menos constantes y algunas generan enormes volúmenes de magma durante periodos de tiempo relativamente cortos. Aunque su origen sigue siendo objeto de debate, se considera que el vulcanismo que da lugar a las grandes provincias ígneas (LIP) está relacionado con pulsos de magma de muy gran volumen, pero de duración relativamente corta, procedentes de plumas mantélicas. Un ejemplo de una LIP es el Grupo de Basaltos del Río Columbia (CRBG), que se extiende por Washington, Oregón e Idaho (Figura 4.3.14). Este vulcanismo, que cubrió un área de unos 160.000 kilómetros cuadrados (km²) con roca basáltica de hasta varios cientos de metros de espesor, tuvo lugar entre 17 y 14 Ma.
La mayoría de las demás erupciones de grandes provincias ígneas son mucho mayores. Se estima que los Traps Siberianos (también basálticos), que entraron en erupción al final del período Pérmico, hace 250 Ma, produjeron aproximadamente 40 veces más lava que el CRBG.
La pluma mantélica que se supone responsable del CRBG se encuentra actualmente bajo la región de Yellowstone, donde da lugar a vulcanismo félsico. Durante los últimos 2 Ma, tres erupciones explosivas de gran magnitud en Yellowstone han producido aproximadamente 900 kilómetros cúbicos (km³) de magma félsico, unas 900 veces el volumen de la erupción de 1980 del monte St. Helens, pero solo el 5 % del volumen de magma máfico del CRBG.
Vulcanismo del fondo oceánico
Algunas erupciones de grandes provincias ígneas tienen lugar en el fondo oceánico; la mayor conocida es la que creó la meseta de Ontong Java, en el océano Pacífico occidental, hace unos 122 Ma. Sin embargo, la mayor parte del vulcanismo del fondo oceánico se origina en límites divergentes e implica erupciones de volumen relativamente bajo. En estas condiciones, la lava caliente que fluye lentamente hacia el agua de mar fría se enfría rápidamente en el exterior y después se comporta de forma parecida a la pasta de dientes. Las masas de lava resultantes se conocen como almohadillas, y tienden a formar acumulaciones alrededor de una abertura de emisión de lava en el fondo oceánico (Figura 4.3.15). En términos de superficie, es muy probable que haya más basalto almohadillado en el fondo oceánico que cualquier otro tipo de roca en la Tierra.
Kimberlitas
Mientras que se considera que todo el vulcanismo analizado hasta ahora se origina por fusión parcial en el manto superior o dentro de la corteza, existe una clase especial de volcanes denominados kimberlitas, cuyo origen se encuentra a mucha mayor profundidad en el manto, entre 150 km y 450 km. Durante una erupción de kimberlita, el material procedente de estas profundidades puede alcanzar rápidamente la superficie (en cuestión de horas o días), con escasa interacción con las rocas circundantes. Como resultado, el material eruptivo de las kimberlitas es representativo de las composiciones del manto: es ultramáfico.
Las erupciones de kimberlita que se originan a profundidades superiores a 200 km, en zonas situadas bajo corteza antigua y gruesa (escudos), atraviesan la región de estabilidad del diamante en el manto y, en algunos casos, transportan hasta la superficie material que contiene diamantes. Se considera que todos los yacimientos de diamantes de la Tierra se han formado de este modo; un ejemplo es la rica mina Ekati, en los Territorios del Noroeste (Figura 4.3.16).
Las kimberlitas de Ekati entraron en erupción entre 45 y 60 Ma. Muchas kimberlitas son más antiguas, algunas mucho más antiguas. No se han producido erupciones de kimberlitas en tiempos históricos. Las kimberlitas más jóvenes conocidas se encuentran en las colinas Igwisi, en Tanzania, y tienen solo unos 10.000 años de antigüedad. Las siguientes más jóvenes conocidas están datadas en unos 30 Ma.
¿Con qué frecuencia entran en erupción los volcanes?
La Smithsonian Institution mantiene un catálogo completo de los volcanes del mundo, https://volcano.si.edu/ con información e historia eruptiva de cerca de 2.700 centros volcánicos. Si se dedica algún tiempo a consultar este sitio, se descubre que la frecuencia de las erupciones de los distintos volcanes es enormemente variable, aunque pueden hacerse algunas generalizaciones. Centrándonos únicamente en los volcanes en escudo y los volcanes compuestos, algunos de los datos son los siguientes:
| Tabla 4.2 Erupciones de volcanes compuestos y volcanes en escudo | |
| Volcanes compuestos | Volcanes en escudo |
| Avachinsky (Rusia): 5 erupciones durante los últimos 7.000 años | Fernandina (Galápagos): 31 erupciones durante los últimos 1.000 años |
| Pinatubo (Filipinas): 4 erupciones durante los últimos 9.000 años | Kīlauea (Hawái): 62 erupciones durante los últimos 250 años |
| Adams (Oregón, EE. UU.): 6 erupciones durante los últimos 7.000 años | Nyamuragira (Congo): 48 erupciones durante los últimos 154 años |
Basándose únicamente en estas cifras, resulta evidente que, en general, los volcanes en escudo son mucho más activos que los volcanes compuestos, aunque existen muchas excepciones a esta tendencia. Algunos volcanes compuestos son casi tan activos como los volcanes en escudo incluidos aquí, y algunos volcanes en escudo que todavía se consideran «activos» son casi tan inactivos como los volcanes compuestos incluidos aquí.
Media Attributions
- Figure 4.3.1: © Steven Earle. CC BY.
- Figure 4.3.2: Eve Cone © nass5518. CC BY.
- Figure 4.3.3: © Steven Earle. CC BY.
- Figure 4.3.4: Original image © Pringle, 1993. Modified by Steve Earle.
- Figure 4.3.5: © Steven Earle. CC BY.
- Figure 4.3.6: © Steven Earle. CC BY.
- Figure 4.3.7: © Steven Earle. CC BY.
- Figure 4.3.8: “Hawaii hotspot cross-sectional diagram” by USGS. Public domain.
- Figure 4.3.9: “Kilauea ali 2012 01 28” by NASA. Public domain.
- Figure 4.3.10: © Steven Earle. CC BY.
- Figure 4.3.11: Island of Hawai’i – Landsat mosaic by NOAA. Public domain. Modified by Steven Earle.
- Figure 4.3.12: © Steven Earle. CC BY.
- Figure 4.3.13: Image from USGS. Public domain.
- Figure 4.3.14: © Steven Earle. CC BY.
- Figure 4.3.15 (Left): Pillow Basalt Crop by NOAA. Public domain.
- Figure 4.3.15 (Right): © Steven Earle. CC BY.
- Figure 4.3.16: “Ekati mine” © Jason Pineau. CC BY-SA.
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