Saltar ao contido

Punto quente de Hawai

Na Galipedia, a Wikipedia en galego.
Batimetría da cadea de montes submarinos Hawai-Emperador, mostrando a longa cadea volcánica xerada polo punto quente de Hawai, empezando en Hawai e rematando na fosa das Aleutianas.

18°55′N 155°16′O / 18.92, -155.27 (situación do monte submarino Kamaʻehuakanaloa (antes chamado Loihi); o punto quente real está a uns 40 km ao sueste)

Diagrama que mostra a migración da codia terrestre sobre o punto quente.

O punto quente de Hawai (ou Hawaiʻi) é un punto quente volcánico localizado preto do arquipélago de Hawai, na parte norte do océano Pacífico. É un dos puntos quentes do mundo mellor coñecidos e máis intensamente estudados.[1][2] A pluma do manto de Hawai é responsable da creación da cadea de montes submarinos Hawai-Emperador, unha cadea montañosa volcánica principalmente situda baixo o mar de 6200 km de lonxitude. Catro destes volcán están activos, dous son dormentes; máis de 123 están extintos, a maioría deles convertidos agora en atois ou montes submarinos. A cadea esténdese desde o sur da illa grande de Hawai ao bordo da fosa das Aleutianas, preto da costa oriental de Rusia.

Mentres que a maioría dos volcáns se crearon pola actividade xeolóxica nos límites ou bordos das placas tectónicas, o punto quente de Hawai está localizado lonxe dun límite de placas. A teoría clásica do punto quente, proposta inicialmente en 1963 por John Tuzo Wilson,[3] propón que unha soa pluma do manto fixa orixina volcáns que despois, ao quedaren afastados da súa fonte de magma polo movemento da placa do Pacífico (neste caso), van quedando inactivos e finalmente son erosionados ata quedaren por debaixo do nivel do mar ao longo dun período de millóns de anos. Segundo esta teoría, o ángulo de case 60° que hai entre os segmentos da cadea dos montes Emperador e o hawaiano foi causado por un súbito cambio do movemento da placa do Pacífico. En 2003, novas investigacións desta irregularidade levaron a popoñer unha teoría de punto quente móbil, suxerindo que os puntos quentes son móbiles, non fixos, e que esa curvatura observada da aliñación Hawai-Emperador de 47 millóns de anos de antigüidade foi causada por un cambio no movemento do punto quente e non da placa.

Os antigos hawaianos foron os primeiros en recoñecer o aumento da antigüidade e o estado erosionado dos volcáns cara ao norte, a medida que avanzaban nas súas expedicións de pesca ao longo do arquipélago. O estado volátil dos volcáns hawaianos e a súa constante batalla contra o mar foi un importante elemento da mitoloxía hawaiana, encarnada na deusa dos volcáns Pele. Despois da chegada dos europeos ás illas Hawai, James Dwight Dana dirixiu en 1880–1881 o primeiro estudo xeolóxico formal dos volcáns do punto quente, confirmando a relación desde hai moito tempo observada polos nativos. O vulcanólogo Thomas Jaggar fundou o Observatorio de Volcáns Hawaiano en 1912, iniciando a observación científica continua das illas. Na década de 1970 iniciouse un proxecto de mapado para obter máis información sobre a complexa xeoloxía do fondo oceánico das Hawai.

Desde entón obtivéronse imaxes tomográficas do punto quente que mostraron que tiña unha anchura de 500 a 600 km e unha profundidade de 2000 km, e estudos baseados na olivina e o granate demostraron que a súa cámara de magma está aproximadamente a 1500 °C. Nos seus polo menos 85 millóns de anos de actividade, o punto quente estímase que produciu 750.000 km3 de rochas. A velocidade de deriva da cadea fíxose máis rápida pouco a pouco conforme pasaba o tempo, causando a diminución do período de tempo en que cada volcán está activo, desde os 18 millóns de anos para o monte submarino Detroit (de 76 millóns de anos de idade), a só menos de 900.000 para o Kohala (de só 1 millón de anos de idade); por outra parte, o volume eruptivo incrementouse desde 0,01 km3 por ano a uns 0,21 kmsup>3. En conxunto, isto causou unha tendencia a que os volcáns sexan máis activos pero que se silencien rapidamente, e os volcáns queden separados a menos distancia; así, mentres que os volcáns do lado próximo ao punto quente se solapan entre si (formando superestruturas como a illa grande de Hawai e a antiga Maui Nui, hoxe fragmentada en varias illas), os montes submarinos máis vellos da cadea Emperador están espazados a uns 200 km uns doutros.

Teorías

[editar | editar a fonte]

A tectónica de placas xeralmente céntrase nas deformacións e volcanismo nos bordos de placas. Porén, o punto quente de Hawai está a máis de 3200 km do bordo de placa máis próximo;[1] cando a estaba estudando en 1963, o xeofísico canadense J. Tuzo Wilson propuxo a teoría do punto quente para explicar estas zonas de volcanismo moi afastadas das condicións habituais,[3] unha teoría que desde entón suscitou ampla aceptación.[4]

Teoría do punto quente estacionario de Wilson

[editar | editar a fonte]
Mapa con código de cores desde o vermello ao azul para indicar a idade da codia construída por expansión do fondo oceánico. 2 indica a posición da curva no camiño do punto quente, e 3 sinala a localización actual do punto quente de Hawai.

Wilson propuxo que a convección no manto produce baixo a superficie da Terra pequenos afloramentos de materiais quentes e con tendencia a flotar; estas plumas do manto activas termicamente subministran magma que á súa vez manteñen unha actividade volcánica de longa duración. Este volcanismo no "medio das placas" constrúe picos que se erguen desde un fondo oceánico relativamente sen relevo, inicialmente formando montes submarinos e posteriormente illas volcánicas completamente desenvolvidas. A tectónica de placas local (no caso do punto quente de Hawai, a placa do Pacífico) pasa gradualmente sobre o punto quente, transportando con el os volcáns sen afectar a pluma. Durante centos de miles de anos, a subministración de magma para un determinado volcán queda lentamente cortada, causando finalmente a súa extinción. Ao non estar xa o suficientemente activo como para superar a erosión que sofre a illa, o volcán vai de vagariño retrocedendo ante as ondas do mar, acabando por quedar baixo o nivel do mar, converténdose nun monte submarino outra vez. A medida que o ciclo continúa, un novo centro volcánico perfora a codia, e orixínase unha nova illa volcánica. O proceso continúa ata que a pluma do manto colapse.[1]

Este ciclo de crecemento e dormancia crea unha cadea de volcáns nun lapso de millóns de anos, deixando unha serie aliñada de illas volcánicas e montes submarinos sobre o leito oceánico. Segundo a teoría de Wilson, os volcáns hawaianos deberían ser progresivamente máis vellos e cada vez máis erosionados conforme están máis lonxe do punto quente, e isto é doadamente observable e cúmprese; a rocha máis vella nas principais illas hawaianas, a de Kauai, ten uns 5,5 millóns de anos e está moi erosionada, mentres que a rocha máis vella da illa de Hawai é comparativamente xove, de 0,7 millóns de anos ou menos, con novas lavas que erupcionan continuamente no volcán Kīlauea, o centro actual do punto quente.[1][5] Outra consecuencia desta teoría é que a lonxitude da cadea e a orientación serve como rexistro da dirección e velocidade do movemento da placa do Pacífico. Unha importante característica da cadea das Hawai é unha "súbita" curvatura de 60 graos que ten unha antigúidade de 40 a 50 millóns de anos que presenta a traxectoria seguida pola cadea, e segundo a teoría de Wilson, isto é unha proba de que houbo un cambio nítido na dirección da placa, a cal tería iniciado a subdución ao longo de gran parte do límite oeste da placa do Pacífico.[6] Esta parte da teoría foi recentemente posta en dúbida, e a curvatura observada pode atribuírse ao movemento do propio punto quente.[7]

Os xeofísicos cren que os puntos quentes se orixinan nalgún dos dous principais límites de capas profundos da Terra, que poden ser a interface pouco profunda situada no manto inferior entre unha capa convectiva do manto superior e unha capa non convectiva inferior, ou ben a capa máis profunda D'' ("capa D dobre prima"), aproximadamente de 200 km de grosor e situada inmediatamente por riba do límite núcleo-manto.[8] Unha pluma do manto iniciaríase na interface cando a capa inferior a máis temperatura quenta unha porción da capa superior máis fría. Esta porción menos viscosa, con capacidade de flotación e quente da capa superior faríase menos densa debido á expansión térmica e ascendería cara á superficie como unha inestabilidade de Rayleigh-Taylor.[8] Cando a pluma do manto acada a base da litosfera, a pluma quéntaa e produce fusión. Este magma entón ábrese camiño ata a superficie, onde erupciona como lava.[9]

Os argumentos sobre a validez da teoría do punto quente céntranse xeralmente na progresión estable en idade das illas Hawai e os relevos próximos e son:[10] unha curvatura similar na traxectoria do punto quente Macdonald, a cadea de montes submarinos das illas Austrais-Marshall, localizadas xusto ao sur;[11] outros puntos quentes da cunca do Pacífico que seguen a mesma tendencia de idade progresivamente maior desde o sueste ao noroeste en posicións relativamente fixas;[12][13] e estudos sismolóxicos de Hawai que mostran un incremento de temperaturas no límite núcleo-manto, todos os cales son evidencias da existencia dunha pluma do manto.[14]

Hipótese do punto quente pouco profundo

[editar | editar a fonte]
Diagrama dunha sección da estrutura interna da Terra.

Outra hipótese é que se forman anomalías de fusión como resultado da extensión litosférica, que permiten que a fusión preexistente ascenda á superficie. Estas anomalías de fusión son chamadas normalmente "puntos quentes", pero baixo a hipótese da fonte pouco profunda, o manto que está por debaixo deles non está anormalmente quente. No caso da cadea de montes submarinos Hawai-Emperador, o sistema de bordos da placa do Pacífico era moi diferente do actual hai uns 80 millóns de anos, cando empezou a formarse a cadea de montes submarinos Emperador. Hai evidencias de que a cadea empezou nunha dorsal en expansión (a dorsal do Pacífico-Kula) que agora está subducida na fosa das Aleutianas.[15] O lugar de extracción do fundido puido migrar lonxe da dorsal cara ao interior da placa, deixando un trazo de volcanismo detrás del. Esta migración puido ocorrer porque esta parte da placa estaba estendéndose para acomodar a tensión intraplaca. Deste xeito, podería manterse unha rexión de escape de fundidos de longa duración. Os partidarios desta hipótese argumentan que as anomalías da velocidade das ondas sísmicas observadas en estudos de tomografía sísmica non poden ser interpretados fiablemente como afloramentos quentes que se orixinaron no manto inferior.[16][17]

Teoría do punto quente móbil

[editar | editar a fonte]

O aspecto máis cuestionado da teoría de Wilson é se os puntos quentes están verdadeiramente fixos en relación á placa tectónica que está por riba. As mostras de perforacións recollidas polos científicos xa desde 1963 suxiren que o punto quente puido ir á deriva ao longo do tempo, a un ritmo relativamente rápido duns 4 cm por ano durante o Cretáceo tardío e Paleoxeno inicial (hai 81–47 millóns de anos);[18] en comparación, a dorsal mesoatlántica espállase a unha velocidade de 2,5 cm por ano.[1] En 1987 un estudo publicado por Peter Molnar e Joann Stock atopou que o punto quente non se move en relación ao océano Pacífico; porén, eles interpretaron isto como o resultado dos movementos relativos das placas de Norteamérica e do Pacífico e non como o do propio punto quente.[19][20]

En 2021 propúxose un modelo de punto quente de Hawai en tres etapas.[21] Na primeira había unha interacción dorsal-pluma na cal o punto quente de Hawai alimentaba a dorsal Izanagi-Pacífico ou a Kula-Pacífico. Este período supuxo a creación de codia oceánica xove e a formación dos montes submarinos Meji e Detroit. A segunda etapa consistiu en movementos mutuos da placa do Pacífico e do punto quente de Hawai. É posible, como apoian os modelos gravitacionais, que durante este período o punto quente de Hawai derivase uns 4-9 graos ao sur, en contraste co movemento cara ao norte da placa do Pacífico. A terceira etapa caracterizouse por un movemento continuo da placa do Pacífico, cun estancamento da posición do punto quente de Hawai.[21]

En 2001 o Programa de Perforación Oceánica (desde entón integrado no programa de Perforación Oceánica Integrado), que é un programa de investigación internacional para estudar os fondos oceánicos do mundo, financiou unha expedición de dous meses no buque JOIDES Resolution para recoller mostras de lava de varios montes submarinos Emperador. O proxecto perforou os montes Detroit, o Nintoku e o Koko, todos os cales están no extremo máis setentrional da cadea, que é a sección máis vella.[22][23] Estas mostras de lava foron testadas en 2003, e indicaron un punto quente de Hawai móbil e que a causa da curvatura foi un cambio no seu movemento.[7][24] O científico xefe John Tarduno dixo a National Geographic:

A curvatura de Hawai foi utilizada como un exemplo clásico de como unha placa grande pode cambiar de movemento rapidamente. Vostede pode encontrar un diagrama da curvatura Hawai–Emperador incluída en case cada libro de texto introdutorio de Xeoloxía. Realmente é algo que chama a atención."[24]

Malia o gran cambio en graos observado, o cambio de dirección nunca foi rexistrado por declinacións magnéticas, orientacións de zonas de fractura ou reconstrucións de placas; nin tampouco podería ter ocorrido unha colisión continental o suficientemente rápido como para producir unha curva tan pronunciada na cadea.[25] Para comprobaren se a curvatura foi o resultado dun cambio de dirección da placa do Pacífico, os científicos analizaron a xeoquímica das mostras de lava para determinaren onde e cando se formaran. A idade determinouse por datación radiométrica de isótopos radioactivos de potasio e argon. Estimouse que os volcáns se formaron durante un período de hai 81 a 45 millóns de anos. Tarduno e o seu equipo determinaron onde se formaro os volcáns analizando as rochas que contiñan o mineral magnético magnetita. Durante o arrefriamento dun material eruptivo, os pequenos grans de magnetita alíñanse co campo magnético da Terra, e quedan fixados na súa posición unha vez que a rocha solidifica. Puidéronse verificar as latitudes ás cales se formaron os volcáns medindo a orientación dos grans de magnetita. O paleomagnetismo indica que o punto quente de Hawai se moveu cara ao sur algunhas veces na súa historia, e que, hai 47 millóns de anos, o movemento cara ao sur do punto quente fíxose bastante máis lento, quizais mesmo chegou a parar completamente.[22][24]

Historia do estudo

[editar | editar a fonte]

Os antigos hawaianos

[editar | editar a fonte]
Véxase tamén: Pele (deusa), Halemaʻumaʻu e Mitoloxía hawaiana.

A posibilidade de que as illas Hawai fosen máis antigas conforme nos movemos ao noroeste xa a sospeitban os antigos hawaianos moito antes da chegada dos europeos. Durante as súas viaxes, os mariñeiros hawaianos decatáronse das diferenzas en erosión, formación do solo e vexetación entre elas, o que lles serviu para deducir que as illas ao noroeste de (Niihau e Kauai) eran máis antigas que as do sueste (Maui e Hawai).[1] A idea foi transmitida por xeracións por medio da lenda de Pele, a deusa hawaiano dos volcáns.

Pele naceu do espírito feminino Haumea ou Hina, quen, igual que todas as deidades hawaianas, descendía dos seres supremos, Papa ou Nai Terra e Wakea ou Pai Ceo.[26]:63[27] De acordo con este mito, Pele vivía inicialmente en Kauai, cando a súa irmá máis vella Namaka, a deusa do mar, atacouna por seducir o seu marido. Pele fuxiu alo sueste, á illa de Oahu. Cando Namaka a obrigou a escapar outra vez, Pele foise ao sueste a Maui e finalmente a Hawai, onde aínda vive en Halemaʻumaʻu no cume do Kilauea. Alí estaba segura, porque as ladeiras do volcán son tan altas que nin sequera a poderosas ondas mariñas de Namaka podían atinxila. O voo mítico de Pele, que alude a unha loita eterna entre as illas volcánicas e as ondas oceánicas, é consistente coas evidencias xeolóxicas sobre as idades das illas que decrecen cara ao sueste.[1][18]

Estudos modernos

[editar | editar a fonte]
As tendencias volcánicas Loa e Kea seguen vías sinuosas paralelas.

Tres dos primeiros observadores dos volcáns rexistrados foron os científicos escoceses Archibald Menzies en 1794,[28] James Macrae en 1825,[29] e David Douglas en 1834. O simple feito de chegar aos cumes era desalentador: Menzies fixo tres intentos para ascender ao Mauna Loa, e Douglas morreu nas ladeiras do Mauna Kea. A Expedición de Exploración dos Estados Unidos pasou varios meses estudando as illas en 1840–1841.[30] O xeólogo americano James Dwight Dana formaba parte da expedición, como tamén o tenente Charles Wilkes, que estivo durante a maior parte do tempo encabezando un equipo de centos de membros que acarrexaron un péndulo de Kater ata o cume do Mauna Loa para mediren a gravidade. Dana estivo co misioneiro Titus Coan, que lle proporcionaría décadas de observacións de primeira man.[31] Dana publicou un curto artigo en 1852.[32]

Dana seguiu interesándose sobre a orixe das illas Hawai e dirixiu un estudo máis en profundidade en 1880 e 1881. Confirmou que a idade das illas se incrementaba coa distancia á illa máis ao sueste observando diferenzas no seu grao de erosión. Tamén suxeriu que moitas outras cadeas de illas no Pacífico mostraban un incremento de idade xeral similar desde o sueste ao noroeste. Dana concluíu que a cadea hawaiana constaba de dous aliñamentos volcánicos, localizados ao longo de camiños curvos distintos pero paralelos. Acuñou os termos "Loa" e "Kea" para estas dúas prominentes tendencias. A tendencia Kea comprende os volcáns Kilauea, Mauna Kea, Kohala, Haleakala e Maui oeste. A tendencia Loa comprende o Loihi, o Mauna Loa, o Hualalai, o Kahoolawe, o Lanai e o Molokai oeste. Dana propuxo que o aliñamento das illas hawaianas reflectía unha actividade volcánica localizada ao longo da maior zona de fisura. A teoría da "gran fisura" de Dana seviu como hipótese de traballo para os estudos posteriores ata a metade do século XX.[25]

O traballo de Dana foi continuado pola expedición de 1884 do xeólogo C. E. Dutton, que refinou e ampliou as ideas de Dana. O máis salientable é que Dutton estableceu que a illa de Hawaii en realidade albergaba cinco volcáns, mentres que Dana contara só tres. Isto débese a que Dana orixinalmente considerara o Kīlauea como unha boca no flanco do Mauna Loa, e ao Kohala como parte do Mauna Kea. Dutton tamén refinou outras observacións de Dana, e atribúeselle a creación dos termos aa e pahoehoe para tipos de lavas, aínda que Dana tamén se decatara desta distinción. Estimulado pola expedición de Dutton, Dana volveu ás illas en 1887, e publicou moitos informes da súa expedición no American Journal of Science. En 1890 publicou o manuscrito máis detallado desa época, que seguiu sendo a guía definitiva do volcanismo hawaiano por décadas. En 1909 publicáronse os dous libros principais sobre os volcáns de Hawai ("The volcanoes of Kilauea and Mauna Loa" de W.T. Brigham e "Hawaii and its volcanoes" de C.H. Hitchcock).[33]:154–155

En 1912 o xeólogo Thomas Jaggar fundou o Observatorio de Volcáns Hawaiano. As instalacións pasaron a formar parte en 1919 da Administración Atmosférica e Oceánica Nacional e en 1924 do Servizo Xeolóxico dos Estados Unidos (ou United States Geological Survey, USGS), que marcou o comezo da observación continua dos volcáns das illas Hawai. O século seguinte foi un período de amplas investigacións, marcado polas contribucións de moitos científicos de alto nivel. O primeiro modelo evolutivo completo foi formulado por prmeira vez en 1946, feito polo xeólogo e hidrólogo Harold T. Stearns. Desde ese momento, os avances conseguidos (por exemplo, a mellora dos métodos de datación de rochas e as fases de volcanismo submarino) permitiron o estudo da áreas de observación previamente limitadas.[33]:157[34]

Na década de 1970 o fondo mariño hawaiano foi mapado usando sonares levados en barcos. Os datos do SYNBAPS (Synthetic Bathymetric Profiling System, Sistema de Perfil Batimétrico Sintético) computado [35] encheron os ocos que había entre o sonar levado en barcos e as medicións batimétricas.[36][37] De 1994 a 1998[38] a Axencia Xaponesa de Tecnoloxía e Ciencias da Terra e Mariñas (JAMSTEC) mapou Hawaii en detalle e estudou o seu fondo oceánico, o que o converteu nun dos relevos mariños mellor estudados do mundo. O proxecto do JAMSTEC, unha colaboración co USGS e outras axencias, empregou un somerxible tripulado, vehículos submarinos operados remotamente, mostras de dragado e mostras testemuño.[39] O sistema de sonar de escaneado lateral Simrad EM300 multifeixe recolleu os datos de batimetría e retrodispersión.[38]

Características

[editar | editar a fonte]

Posición

[editar | editar a fonte]

Do punto quente de Hawai obtivéronse imaxes por tomografía sísmica e estímase que ten 500–600 km de ancho.[40][41] As imaxes tomográficas mostran unha delgada zona de baixa velocidade que se estende ata un profundidade de 1500 km, conectando cunha gran zona de baixa velocidade que se estende desde unha profundidade de 2000 km ata o límite núcleo-manto. Estas zonas de baixa velocidade sísmica adoitan indicar un material do manto máis quente e con flotabilidade, o que é consistente cunha pluma que se orixina no manto inferior e unha lagoa de material da pluma no manto superior. A zona de baixa velocidade asociada coa fonte da pluma está ao norte da illa de Hawai, o que indica que a pluma está inclinada varios graos, desviada cara ao sur polo fluxo do manto.[42] Os datos de desequilibrios da serie de descomposición radioactiva do uranio mostraron que a rexión que está fluíndo activamente da zona de fusión ten 220 ±40 km de ancho na súa base e 280 ±40 km no afloramento do manto superior, o que concorda coas medicións tomográficas.[43]

Temperatura

[editar | editar a fonte]

En estudos indirectos atopouse que a cámara de magma está localizada a uns 90-100 km de profundidade, o cal concorda coa profundidade estimada das rochas do período cretáceo na litosfera oceánica; isto pode indicar que a litosfera actúa como unha tapa situada sobre o fundido, que detén o ascenso do magma. A temperatura orixinal do magma calculouse de dous xeitos: testando o punto de fusión dos granates da lava e axustando a lava para a deterioración da olivina. Ambos os tests realizados polo USGS parecen confirmar unha temperatura duns 1500 °C; en comparación, as temperatura estimada do basalto da dorsal mesooceánica é duns 1325 °C.[44]

A anomalía do fluxo de calor na superficie arredor do Inchamento hawaiano (Hawaiian Swell, a elevación ou arqueamento do terreo na zona) é só da orde de 10 mW/m2,[45][46] moi lonxe dos valores da parte continental dos Estados Unidos de 25–150 mW/m2.[47] Isto é algo inesperado dentro do modelo clásico dunha pluma quente e con flotabilidade no manto. Con todo, demostrouse que outras plumas presentan fluxos de calor superficial moi variables e que esta variabilidade pode deberse a un fluxo de fluídos hidrotermais variables na codia terrestre sobre os puntos quentes. Este fluxo de fluídos elimina advectivamente a calor da codia, e o fluxo de calor condutivo medido é, polo tanto, menor que o verdadeiro fluxo de calor superficial total.[46] A baixa calor a través do Inchamento hawaiano indica que este non se explica por unha codia ou litosfera superior flotantes, senón máis ben está apoiado na pluma do manto quente (e menos densa) que aflora, que causa que a superficie se eleve[45] por medio dun mecanismo coñecido como "topografía dinámica".

Movemento

[editar | editar a fonte]

Os volcáns hawaianos derivan en dirección noroeste desde o punto quente a unha velocidade duns 5-10 cm ao ano.[18] O punto quente migrou ao sur uns 800 km en relación á cadea Emperador.[25] Os estudos paleomagnéticos apoian esta conclusión baseada nos cambios no campo magnético terrestre, unha imaxe do cal quedou fixada nas rochas no momento da súa solidificación,[48] mostrando que estes montes subarinos se formaron a maiores latitudes que as actuais illas Hawai. Antes de que se producise a curvatura na cadea, o punto quente estímase que migrou uns 7 cm por ano; a velocidade de movemento cambiou no momento de producirse a curvatura a uns 9 cm por ano.[25] O Programa de Perforación Oceánica proporcionou a maioría dos coñecementos actuais sobre a deriva. A expedición de 2001[49] perforou seis montes submarinos e testou as mostras para determinar a súa latitude orixinal, e así as características e velocidade do padrón da deriva do punto quente en total.[50]

Cada volcán sucesivo pasa menos tempo conectado activamente á pluma. A gran diferenza entre as lavas máis novas e máis vellas entre os volcáns da cadea Emperador e os das Hawai indican que a velocidade do punto quente se está a incrementar. Por exemplo, o Kohala, o volcán máis antigo da illa grande de Hawai, ten unha idade dun millón de anos e fixo erupción por última vez hai 120.000 anos, o que supón un período algo menor de 900.000 anos; mentres que un dos máis antigos, o monte submarino Detroit, experimentou 18 millóns de anos ou máis de actividade volcánica.[23]

O volcán máis vello da cadea, o monte submarino Meiji, situado no bordo da fosa das Aleutianas, formouse hai 85 millóns de anos.[51] Na súa velocidade actual, o monte submarino acabará por ser destruído dentro duns poucos millóns de anos, xa que a placa do Pacífico se desliza baixo a placa eurasiática. No se sabe se a cadea de montes submarinos estivo subducindo baixo a placa eurasiática, e se o punto quente é máis antigo que o monte submarino Meiji, xa que calquera outro monte submarino que se puido ter formado estaría agora destruído baixo a marxe de placas. Tamén é posible que unha colisión preto da fosa das Aleutianas cambiase a velocidade da placa do Pacífico, o que explicaría a curvatura da cadea do punto quente; as relacións entre estas características aínda se está a investigar.[25][52]

Magma

[editar | editar a fonte]
Unha fonte de lava en Pu'u 'O'o, un como volcánico do flanco do Kilauea. O Kilauea é un dos volcáns máis activos do mundo e estivo en erupción case continua desde o 3 de xaneiro de 1983 a abril de 2018.

A composición do magma dos volcáns cambiou significativamente segundo as análises das proporcións dos elementos estroncio–niobio–paladio. Os montes submarinos Emperador estiveron activos polo menos 46 millóns de anos, e as súas lavas máis antigas datan do Cretáceo, ao que seguiron outros 39 millóns de anos de actividade no segmento hawaiano da cadea, totalizando 85 millóns de anos de actividade (os datos académicos en distintos traballos foron de 82, 85 e 86 millóns de anos e aquí tomouse un valor medio). Os datos demostran unha variabilidade vertical na cantidade de estroncio presente nas lavas dos estadios alcálico (estadios iniciais) e toleítico (estadios finais). O incremento sistemático decrece drasticamente no momento da curvatura.[51]

Case todo o magma creado polo punto quente é basalto ígneo; os volcáns foron construídos case enteiramente desta rocha ou de gabro e diabase de similar composición pero de gran máis groso. Outras rochas ígneas como a nefelinita están presentes tamén en pequenas cantidades; esta aparece a miúdo nos volcáns máis vellos, principalmente no monte submarino Detroit.[51] A maior parte das erupcións son moi fluídas porque o magma basáltico é menos viscoso que os magmas característicos de erupcións explosivas, como os magmas andesíticos que producen erupcións espectaculares e perigosas nas marxes da cunca do Pacífico.[7] Hai varios tipos de categorías eruptivas dos volcáns. Os volcáns hawaianos denomínanse do "tipo hawaiano". A lava hawaiana derrámase desde os cráteres e forma longas coadas de rocha fundida resplandescente, que flúen pendente abaixo, cubrindo hectáreas de terra e chegan ao mar, gañándolle nova terra ao océano.[53]

Frecuencia e escala eruptiva

[editar | editar a fonte]
Batimetría e topografía das illas de Hawai do sueste, cos fluxos de lava históricos sinalados en vermello.

Hai probas significativas de que as velocidades do fluxo de lava se foron incrementando. Nos últimos seis millóns de anos foron moito maiores que nunca, duns 0,095 km3 por ano. A media dos últimos millóns de anos é incluso maior, duns 0,21 km3. En comparación, a velocidade de produción media nunha dorsal oceánica é duns 0,02 km3 por cada 1000 km de dorsal. A velocidade ao longo da cadea de montes submarinos Emperador é como media de 0,01 km3 por ano. A velocidade era case cero nos primeiros cinco millóns de anos aproximadamente da vida do punto quente. A produción de lava media na cadea hawaiana foi maior, de 0,017 km3 por ano.[25] En total, o punto quente estímase que produciu 750.000 km3 de lava, cantidade dabondo para cubrir California cunha capa duns 1,5 km de grosor.[5][18][54][55][56]

A distancia entre os volcáns reduciuse. Aínda que os volcáns derivaron cara ao norte máis rápido e estiveron menos tempo activos, o volume eruptivo moderno maior con diferenza do punto quente xerou volcáns espacialmente máis póximos entre si, e moitos deles solápanse, formando superestruturas como a illa grande de Hawai e a antiga de Maui Nui (hoxe quedan restos como illas separadas, as de Maui, Molokai, Lanai e Kahoolawe). Pola súa parte, moitos dos volcáns dos montes submarinos Emperador están separados por 100 km ou mesmo por 200 km.[55][56]

Topografía e xeoide

[editar | editar a fonte]

Unha análise topográfica detallada da cadea de montes submarinos Hawai-Emperador revela que o punto quente é o centro dunha elevación topográfica e que a esa elevación diminúe coa distancia desde o punto quente. A diminución da elevación máis rápida e a proporción de maior altura entre a topografía e a altura do xeoide danse na parte sueste da cadea, decrecendo coa distancia desde o punto quente, especialmente na interseción das zonas de fractura de Molokai e Murray. A explicación máis probable é que a rexión entre as dúas zonas é máis susceptible ao requentamento que a maior parte da cadea. Outra posible explicación é que a forza do punto quente aumenta e diminúe co tempo.[37]

En 1953 Robert S. Dietz e os seus colegas foron os que primeiro identificaron este comportamento de ascenso topográfico ("inchamento", arqueamento ou swell na literatura inglesa). Suxeriuse que a causa foi o afloramento do manto. Traballos posteriores centráronse nun levantamento tectónico, causado por requentamento na litosfera inferior. Porén, a actividade sísmica normal baixo a elevación topográfica, así como a non detección dun fluxo de calor, fixo que se suxerise como causa a topografía dinámica, na cal o movemento da pluma do manto quente e con flotabilidade explica a alta topografia superficial na zona das illas.[45] Comprender esta elevación topográfica hawaiana ten importantes implicacións para o estudo do punto quente, formación das illas e o interior da Terra.[37]

Sismicidade

[editar | editar a fonte]

O punto quente de Hawai é unha zona sísmica moi activa na que ocorren miles de terremotos na illa de Hawai ou arredor dela cada ano. A maioría son demasiado pequenos para que xente os poida sentir, pero algúns son o suficientemetne grandes como para causar destrucións menores ou moderadas.[57] O teremoto máis destutuivo rexistrado foi o terremoto do 2 de abril de 1868 que tivo unha magnitude de 7,9 na escala de Richter.[58] Orixinou un deslizamento de terras no Mauna Loa, a 8 km ao norte de Pahala, que matou 31 persoas. Un tsunami causou 46 mortos máis. As vilas de Punaluʻu, Ninole, Kaʻaʻawa, Honuʻapo e Keauhou Landing foron gravemente danadas. Informouse que o tsunami pasou á altura da copa de coqueiros de 18 m de altura e que chegou terra dentro a unha distancia de 400 m nalgúns lugares.[59]

Volcáns

[editar | editar a fonte]

Durante os seus 85 millóns de anos de historia, o punto quente de Hawai creou polo menos 129 volcáns, máis de 123 dos cales son volcáns extintos, montes submarinos e atois, outros catro son volcáns activos e dous máis son volcáns dormentes.[23][50][60] Poden clasificarse en tres grupos xerais: o arquipélago de Hawai, que comprende a maioría do estado de Hawaii e presenta toda a actividade volcánica moderna; as illas hawaianas do noroeste, que constan de atois coralinos, illas con volcanismo extinto e illas atol; e os montes submarinos Emperador, todos os cales foron erosionados e sufriron subsidencia ata quedaren baixo o nivel do mar, orixinando montes submarinos agudos ou guyots (montes submarinos de cume plano).[61]

Características volcánicas

[editar | editar a fonte]
Véxase tamén: Volcán en escudo.
Zona de rift do leste do Kīlauea.

Os volcáns hawaianos caracterízanse por frecuentes erupcións de rift (a través de fracturas ou fisuras), o seu gran tamaño (miles de quilómetros cúbicos en volume), e a súa forma esgrevia e descentralizada. As zonas de rift (con conxuntos de longas fisuras) son unha característica prominente destes volcáns e explican a súa estrutura volcánica aparentemente aleatoria.[62] A montaña máis alta da cadea de Hawai, o Mauna Kea, elevase ata os 4205 m por encima do nivel medio do mar, pero se o medidmos desde a base do fondo do mar, é a montaña máis alta do mundo, con 10.203 m de altura; por comparación, o Monte Everest érguese a 8848 m sobre o nivel do mar.[63] O arquipélago de Hawai está rodeado por unha miríada de montes submarinos; porén, están desconectados do punto quente e do seu vulcanismo.[39] O Kīlauea estivo en erupción continua desde 1983 a 2018 a través dun dos seus conos volcánicos menores, o Puʻu ʻŌʻō, que se converteu nunha atracción para os vulcanólogos e os turistas.[64]

Corrementos de terra

[editar | editar a fonte]

As illas hawaianas están alfombradas por gran número de corrementos de terras orixinadas por colapsos volcánicos. Os mapas batimétricos revelaron polo menos 70 grandes corrementos nos flancos das illas duns 20 km de lonxitude, e o máis longo chega aos 200 km e a un volume duns 5000 km3. Estes fluxos de restos poden ser clasificados en tres categorías: deslizamentos (slumps), movementos de masas de terra sobre as ladeiras que lentamente aplanan os sitios onde se orixinaron, e as máis catastróficas avalanchas de cascallos (rochas e barro humedecidos), que fagmentan as ladeiras volcánicas e dispersan os cascallos volcánicos nas súas pendentes. Estes corrementos causaron enormes tsunamis e terremotos, fracturaron macizos volcánicos, e espallaron restos a centos de quilómetros da súa orixe.[65] Actualmente están tendo lugar desliamentos activos no flanco sur da illa grande de Hawai, onde o deslizamento Hilina comprende unha porción móbil da masa da illa ao sur do Kīlauea.[66]

Os deslizamentos adoitan ter raíces profundas no lugar onde se orixinan, movendo ás veces rochas que estaban ata a 10 km de profundidade dentro do volcán. Os deslizamentos, ao seren forzados a desprazárense cara a adiante pola masa dun material volcánico acabado de emitir, poden reptar lentamente, ou facer avances rápidos en espasmos como os que causaron os maiores dos terremotos históricos de Hawai, en 1868 e 1975. As avalanchas de cascallos son máis delgadas e longas e defínense polos anfiteatros volcánicos que teñen na súa parte superior e o terreo ondulado na súa base. As avalanchas que se moven rapidamente transportaron bloques de 10 km a decenas de quilómetros de distancia, e ao chegaren ao mar causan un tsunami. Hai probas da existencia destes episodios en forma de depósitos mariños en zonas altas das ladeiras de moitos volcáns hawaianos,[65] e modificaron as ladeiras de varios montes submarinos da cadea Emperador, como o guyot Daikakuji e o monte submarino Detroit.[23]

As medidas de GPS sobre o flanco leste da illa grande de Hawai nun período de 5 anos mostran o padrón de colapso con velocidades de ata 15 cm/ano en relación á placa do Pacífico[67]

Evolución e construción

[editar | editar a fonte]
Artigo principal: Evolución dos volcáns hawaianos.
Unha secuencia animada que mostra a erosión e subsidencia dun volcán e a formación dun arrecife de coral arredor del, que finalmente orixinará un atol.

Os volcáns hawaianos seguen un ciclo de vida ben establecido de crecemento e erosión. Unha vez que se forma un novo volcán, o súa produción de lava aumenta gradualmente. A altura e a actividade chegan ao seu máximo cando o volcán ten arredor de 500.000 anos e despois declinan rapidamente. Finalmente, convértese en volcan dormente e acaba por extinguirse. A meteorización e erosión reducen gradualmente a altura do volcán ata que se converte de novo nun monte submarino (tal como empezara cando xurdira do fondo do mar).[61]

Este ciclo de vida consta de varias etapas. A primeira etapa da evolución dos volcáns hawaianos é a de preescudo submarino, actualmente representado só polo Kama‘ehuakanaloa (ou Loihi). Durante esta etapa o volcán aumenta a súa altura por medio de erupcións cada vez máis frecuentes. A presión do mar impide as erupcións explosivas. A auga fría fai que a lave solidifique rapidamente, producindo lavas almofadadas que son típicas da actividade volcánica submarina.[61][68]

A medida que o monte submarino crece de vagar, pasa pola etapa de escudo. Forma moitas características maduras, como unha caldeira volcánica, mentres está aínda mergullado. O cume finalmente acaba por chegar á superficie do mar, intentando crear unha illa, e a lava e a auga do océnao libran unha batalla polo predominio ata que o volcán entra na subfase explosiva. Esta etapa do seu desenvolvemento exemplifícase polos respiradoiros de vapor explosivos e produce principalmente cinza volcánica, como resultado de que as ondas do mar arrefríen a lava.[61] Esta constante liorta entre a lava e o mar influíu na mitoloxía hawaiana.[26]:8–11

O volcán entra na subfase subaérea unha vez que é alto dabondo como para escapar da auga. Agora o volcán constrúe o 95 % da súa altura sobre o nivel do mar nun período duns 500.000 anos. De aí en adiante as erupcións fanse menos explosivas. A lava liberada nesta etapa adoita ser de tipo pahoehoe e aa, e os volcáns hawaianos actualmente activos, Mauna Loa e Kīlauea, están nesta fase. A lava hawaiana adoita ser fluída e relativamente doada de predicir; o USGS traza por onde é máis probable que discorra o fluxo de lava e mantén un sitio para as visitas turísticas para ver a lava.[61][69]

O colapso mecánico, indicado por grandes corrementos de terras submarinos situados ao lado de cicatrices de corrementos na terra firme das illas, é un proceso en marcha que dá forma ás fases iniciais da construción do volcán en cada unha das illas.

Despois da fase subaérea, o volcán entra nunha serie de estapas postescudo nas que se produce o colapso mecánico creando subsidencia e erosión, convertendo a illa nun atol e finalmente nun monte submarino. Unha vez que a placa do Pacífico traslada o volcán da zona dos trópicos a 20 °C, o arrecife vai morrendo e o volcán extinto convértese nun dos aproximadamente 10.000 montes submarinos ermos que hai no mundo.[61][70] Cada un dos montes submarinos Emperador é un volcán morto.

Desenvolvemento de arrecifes de coral nas illas do punto quente de Hawai

[editar | editar a fonte]

O crecemento dun arrecife coralino e a súa mofoloxía adoitan mostrar unha progresión desde o volcán submarino ao escudo subaéreo e de novo ao monte submarino. O proceso de construción do arecife arredor das marxes dunha illa volcánica unha vez que se forma, relaciónase tanto coa subsidencia da illa local coma co incremento do nivel do mar global.[71] Outros factores locais como a temperatura da auga e a topografía son importantes na formación dos arrecifes.[71] Estes arrecifes periféricos acreciónanse gradualmente en dirección vertical e cara ao mar a medida que un volcán inactivo sofre subsidencia, coincidindo cunha elevación do nivel do mar relativo. Un exemplo moderno, Kailua Bay na costa de Oahu Hawaii, estudouse exhaustivamente para comprender a xeración dun arrecife de carbonato e a produción e deposición de sedimentos. Estímase que a produción de carbonatos bruta é de aproximadamente 1,22 kg m−2 ano−1 mentres que a produción de sedimentos por bioerosión é de 0,.33 kg m−2 ano−1, o que ten como resultado unha acreción vertical media de 0,066 cm/ano. Esta velocidade é considerablemente menor que as medias mundiais para a acreción de arrecifes periféricos de 0,1–0,4 cm/ano. Estanse a investigar as conexións entre a forte acción das ondas do mar, a biodiversidade dos arrecifes, o ascenso do nivel do mar e a influencia antropoxénica.[72] A medida que progresa a subsidencia dunha illa, desenvólvense os arrecifes periféricos formando arrecifes de barreira e unha vez que o volcán se converte nun monte submarino, os arrecifes de barreira forman atois. O atol de Midway é un bo exemplo da etapa final da evolución dunha illa volcánica de punto quente.[73]

Véxase tamén

[editar | editar a fonte]

Notas

[editar | editar a fonte]
  1. ↑ 1,0 1,1 1,2 1,3 1,4 1,5 1,6 W. J. Kious; R. I. Tilling (1999) [1996]. This Dynamic Earth: the Story of Plate Tectonics (1.14 ed.). United States Geological Survey. ISBN 978-0-16-048220-5. Consultado o 2009-06-29. 
  2. ↑ H. Altonn (2000-05-31). "Scientists dig for clues to volcano's origins: Lava evidence suggests Koolau volcano formed differently from others in the island chain". Honolulu Star-Bulletin. Universidade de Hawaii—School of Ocean and Earth Science and Technology. pp. B03407. Consultado o 2009-06-21. 
  3. ↑ 3,0 3,1 J. T. Wilson (1963). "A possible origin of the Hawaiian Islands". Canadian Journal of Physics 41 (6): 863–870. Bibcode:1963CaJPh..41..863W. doi:10.1139/p63-094. 
  4. ↑ G. D. Garland (1995). "John Tuzo Wilson: 24 October 1908-15 April 1993". Biographical Memoirs of Fellows of the Royal Society 41: 534–552. doi:10.1098/rsbm.1995.0032. 
  5. ↑ 5,0 5,1 W. J. Kious; R. I. Tilling (1999) [1996]. "This Dynamic Earth: The long trail of the Hawaiian hotspot". Consultado o 2012-02-29. 
  6. ↑ J. M. Whittaker; et al. (2007-10-05). "Major Australian-Antarctic Plate Reorganization at Hawaiian – Emperor Bend Time". Science 318 (5847): 83–86. Bibcode:2007Sci...318...83W. ISSN 0036-8075. PMID 17916729. doi:10.1126/science.1143769. 
  7. ↑ 7,0 7,1 7,2 Tarduno; et al. (2003). "The Emperor Seamounts: Southward Motion of the Hawaiian Hotspot Plume in Earth's Mantle". Science 301 (5636): 1064–1069. Bibcode:2003Sci...301.1064T. PMID 12881572. doi:10.1126/science.1086442. 
  8. ↑ 8,0 8,1 D. L. Turcotte; G. Schubert (2001). "1". Geodynamics (2 ed.). Cambridge University Press. pp. 17, 324. ISBN 978-0-521-66624-4. 
  9. ↑ "Heat is deep and magma is shallow in a hot-spot system". Hawaii Volcano Observatory—United States Geological Survey. 2001-06-18. Consultado o 2009-03-29. 
  10. ↑ Clouard, V.; Bonneville, A. (2005). "Ages of seamounts, islands, and plateaus on the Pacific plate" (PDF). En Foulger, G.R.; Natland, J.H.; Presnall, D.C.; Anderson, D.L. Plates, plumes, and paradigms:Geological Society of America Special Paper 388. Geological Society of America. pp. 71–90. ISBN 978-0-8137-2388-4. doi:10.1130/0-8137-2388-4.71. Consultado o 25 de xaneiro de 2024. 
  11. ↑ W. J. Morgan; J. P. Morgan. "Plate velocities in hotspot reference frame: electronic supplement" (PDF). Consultado o 2010-04-23. 
  12. ↑ R. Keller (2009-04-09). "Seamounts in the Eastern Gulf of Alaska: A Volcanic Hotspot with a Twist?". National Oceanic and Atmospheric Administration. Consultado o 2009-06-06. 
  13. ↑ C. Doglioni; M. Cuffaro (2005-10-01). "The hotspot reference frame and the westward drift of the lithosphere". Consultado o 2009-06-07. 
  14. ↑ D. DePaolo; M. Manga (2003-05-09). "Deep Origin of Hotspots—the Mantle Plume Model" (PDF). Consultado o 2009-06-06. 
  15. ↑ A. D. Smith (abril de 2003). "A Reappraisal of Stress Field and Convective Roll Models for the Origin and Distribution of Cretaceous to Recent Intraplate Volcanism in the Pacific Basin". International Geology Review 45 (4): 287–302. Bibcode:2003IGRv...45..287S. ISSN 0020-6814. doi:10.2747/0020-6814.45.4.287. 
  16. ↑ I. O. Norton (2006-01-24). "Speculations on tectonic origin of the Hawaii hotspot". Consultado o 2009-05-30. 
  17. ↑ G.R. Foulger; et al. (2013). "Caveats on Tomographic Images" (PDF). Terra Nova 25 (4): 259–281. Bibcode:2013TeNov..25..259F. doi:10.1111/ter.12041. 
  18. ↑ 18,0 18,1 18,2 18,3 M. O. Garcia; et al. (2006-05-16). "Geology, geochemistry and earthquake history of Lōʻihi Seamount, Hawaii" (PDF). Chemie der Erde – Geochemistry 66 (2): 81–108. Bibcode:2006ChEG...66...81G. doi:10.1016/j.chemer.2005.09.002. hdl:1912/1102. 
  19. ↑ Molnar, Peter; Stock, Joann (1987). "Relative motions of hotspots in the Pacific, Atlantic and Indian Oceans since late Cretaceous time". Nature (en inglés) 327 (6123): 587–591. Bibcode:1987Natur.327..587M. ISSN 0028-0836. doi:10.1038/327587a0. 
  20. ↑ Stock, Joann; Molnar, Peter (1987). "Revised history of early Tertiary plate motion in the south-west Pacific". Nature (en inglés) 325 (6104): 495–499. Bibcode:1987Natur.325..495S. ISSN 0028-0836. doi:10.1038/325495a0. 
  21. ↑ 21,0 21,1 Jiang, Zhaoxia; Li, Sanzhong; Liu, Qingsong; Zhang, Jianli; Zhou, Zaizheng; Zhang, Yuzhen (2021-04-01). "The trials and tribulations of the Hawaii hot spot model". Earth-Science Reviews 215: 103544. Bibcode:2021ESRv..21503544J. ISSN 0012-8252. doi:10.1016/j.earscirev.2021.103544. 
  22. ↑ 22,0 22,1 C. Uhlik (2003-01-08). "The 'fixed' hotspot that formed Hawaii may not be stationary, scientists conclude". Stanford Report. Universidade Stanford. Consultado o 2009-04-03. 
  23. ↑ 23,0 23,1 23,2 23,3 B. C. Kerr; D. W. Scholl; S. L. Klemperer (12 de xulo de 2005). "Seismic stratigraphy of Detroit Seamount, Hawaiian–Emperor seamount chain: Post-hot-spot shield-building volcanism and deposition of the Meiji drift" (PDF). Geochemistry, Geophysics, Geosystems 6 (7): n/a. Bibcode:2005GGG.....6.7L10K. doi:10.1029/2004GC000705. Consultado o 2012-02-25. 
  24. ↑ 24,0 24,1 24,2 J. Roach (2003-08-14). "Hot Spot That Spawned Hawaii Was on the Move, Study Finds". National Geographic News. Arquivado dende o orixinal o 16 de agosto de 2003. Consultado o 2009-03-09. 
  25. ↑ 25,0 25,1 25,2 25,3 25,4 25,5 G. R. Foulger; D. L. Anderson. "The Emperor and Hawaiian Volcanic Chains: How well do they fit the plume hypothesis?". Consultado o 2009-04-01. 
  26. ↑ 26,0 26,1 W. D. Westervelt (2008) [1916]. Hawaiian Legends of Volcanoes. Easy Reading Series. Forgotten Books. ISBN 978-1-60506-963-0. Consultado o 2009-06-30. 
  27. ↑ S. Hune; G. M. Nomura (2003). Asian/Pacific Islander American women. NYU Press. p. 26. ISBN 978-0-8147-3633-3. Consultado o 2009-06-30. 
  28. ↑ A. Menzies (1920). W. F. Wilson, ed. Hawaii Nei 128 Years Ago: Journal of Archibald Menzies, kept during his three visits to the Sandwich or Hawaiian Islands in the years 1792–1799. s.n. p. 197. Consultado o 2009-12-01. 
  29. ↑ J. Macrae (1922). W. F. Wilson, ed. With Lord Byron at the Sandwich Islands in 1825: Being Extracts from the MS Diary of James Macrae, Scottish Botanist. s.n. (Sine nomine). ISBN 978-0-554-60526-5. Consultado o 2009-12-11. 
  30. ↑ R. A. Sprague (1991). "Measuring the Mountain: the United States Exploring Expedition on Mauna Loa, 1840–1841". Hawaiian Journal of History 25. hdl:10524/359. 
  31. ↑ E. A. Kay (1997). "Missionary Contributions to Hawaiian Natural History: What Darwin Didn't Know". Hawaiian Journal of History 31: 27–51. hdl:10524/170. 
  32. ↑ J. D. Dana (1852). "Note on the eruption of Mauna Loa". American Journal of Science 100: 254–257. 
  33. ↑ 33,0 33,1 Robert W. Decker; Thomas L. Wright; Peter H. Stauffer, eds. (1987). Volcanism in Hawaii: papers to commemorate the 75th anniversary of the founding of the Hawaii Volcano Observatory. United States Geological Survey Professional Paper, 1350 1. United States Geological Survey. 
  34. ↑ R. A. Apple (4 de xaneiro de 2005). "Thomas A. Jaggar, Jr., and the Hawaiian Volcano Observatory". Hawaiian Volcano Observatory—United States Geological Survey. Consultado o 26 de febreiro de 2012. 
  35. ↑ R. J. Van Wyckhouse (1973). "Synthetic Bathymetric Profiling System (SYNBAPS)". Defense Technical Information Center. Arquivado dende o orixinal o 27 de febreiro de 2012. Consultado o 2009-10-25. 
  36. ↑ H. Rance (1999). Historical Geology: The Present is the Key to the Past (PDF). QCC Press. pp. 405–407. Arquivado dende o orixinal (PDF) o 27 de maio de 2011. Consultado o 2009-06-29. 
  37. ↑ 37,0 37,1 37,2 P. Wessel (1993). "Observational Constraints on Models of the Hawaiian Hot Spot Swell". Journal of Geophysical Research 98 (B9): 16,095–16,104. Bibcode:1993JGR....9816095W. ISSN 0148-0227. OCLC 2396688. doi:10.1029/93JB01230. Arquivado dende o orixinal o 16 de xullo de 2011. Consultado o 2010-12-24.  Alt URL Arquivado 4 de xuño de 2008 en Wayback Machine.
  38. ↑ 38,0 38,1 "MBARI Hawaii Multibeam Survey". Monterey Bay Aquarium Research Institute. 1998. Consultado o 2009-03-29. 
  39. ↑ 39,0 39,1 B. W. Eakens; et al. "Hawaii's Volcanoes Revealed" (PDF). United States Geological Survey. Arquivado dende o orixinal (PDF) o 26 de outubro de 2004. Consultado o 2009-03-28. 
  40. ↑ Zhao, D (2004). "Global tomographic images of mantle plumes and subducting slabs: insight into deep Earth dynamics". Physics of the Earth and Planetary Interiors 146 (1–2): 3. Bibcode:2004PEPI..146....3Z. doi:10.1016/j.pepi.2003.07.032. 
  41. ↑ Y. Ji; H. Nataf (1998). "Detection of mantle plumes in the lower mantle by diffraction tomography: Hawaii". Earth and Planetary Science Letters 159 (3–4): 99. Bibcode:1998E&PSL.159...99J. doi:10.1016/S0012-821X(98)00060-0. 
  42. ↑ D. Zhao (novembro de 2007). "Seismic images under 60 hotspots: Search for mantle plumes". Gondwana Research 12 (4): 335–355. Bibcode:2007GondR..12..335Z. doi:10.1016/j.gr.2007.03.001. 
  43. ↑ B. Bourdon; et al. (7 de decembro de 2006). "Insights into the dynamics of mantle plumes from uranium-series geochemistry". Nature 444 (7120): 713–717. Bibcode:2006Natur.444..713B. PMID 17151659. doi:10.1038/nature05341. 
  44. ↑ T. Sisson. "Temperatures and depths of origin of magmas fueling the Hawaiian volcanic chain". United States Geological Survey. Consultado o 2009-04-02. 
  45. ↑ 45,0 45,1 45,2 R. P. Von Herzen; et al. (1989). "Heat Flow and the Thermal Origin of Hot Spot Swells: The Hawaiian Swell Revisited". Journal of Geophysical Research: Solid Earth 94 (B10): 13, 783–13, 799. Bibcode:1989JGR....9413783V. doi:10.1029/jb094ib10p13783. 
  46. ↑ 46,0 46,1 Harris, Robert N.; McNutt, Marcia K. (2007). "Heat flow on hot spot swells: Evidence for fluid flow". Journal of Geophysical Research 112 (B3): B03407. Bibcode:2007JGRB..112.3407H. doi:10.1029/2006JB004299. 
  47. ↑ "Heat Flow – A transfer of temperature". Southern Methodist University. Arquivado dende o orixinal o 22 de marzo de 2012. Consultado o 2012-02-24. 
  48. ↑ R. F. Butler (1992). Paleomagnetism: Magnetic Domains to Geologic Terranes (PDF). Blackwell Scientific Publications. Arquivado dende o orixinal (PDF) o 21 de febreiro de 2012. Consultado o 2012-02-26. 
  49. ↑ "Ocean Drilling Program Leg 197 – Scientific Prospectus – Motion of the Hawaiian Hotspot: a Paleomagnetic Test". Ocean Drilling Program. 2001-04-17. Consultado o 2009-04-11. 
  50. ↑ 50,0 50,1 "Drilling Strategy". Ocean Drilling Program. Consultado o 2009-04-04. 
  51. ↑ 51,0 51,1 51,2 M. Regelous; A. W. Hofmann; W. Abouchami; S. J. G. Galer (2003). "Geochemistry of Lavas from the Emperor Seamounts, and the Geochemical Evolution of Hawaiian Magmatism from 85 to 42 Ma". Journal of Petrology 44 (1): 113–140. Bibcode:2003JPet...44..113R. doi:10.1093/petrology/44.1.113. 
  52. ↑ M.N. Shapiro; A.V. Soloviev; G.V. Ledneva (2006). "Emperor subduction?". Consultado o 2009-04-01. 
  53. ↑ D. O'Meara (2008). Volcano: A Visual Guide. Firefly Books. ISBN 978-1-55407-353-5.  Parámetro descoñecido |url-access= ignorado (Axuda)
  54. ↑ "SITE 1206". Ocean Drilling Program Database-Results of Site 1206. Ocean Drilling Program. Consultado o 2009-04-09. 
  55. ↑ 55,0 55,1 "Site 1205 Background and Scientific Objectives". Ocean Drilling Program database entry. Ocean Drilling Program. Consultado o 2009-04-10. 
  56. ↑ 56,0 56,1 D. A. Clauge and G. B. Dalrymple (1987). "The Hawaiian-Emperor volcanic chain: Part 1. Geologic Evolution". United States Geological Survey Professional Paper 1350. p. 23.
  57. ↑ "Earthquake Risk Due to Hotspot Volcanoes: The Case of Hawaii". AIR Worldwide. 2013. Consultado o 2018-06-03. 
  58. ↑ "Destructive Earthquakes in Hawai'i County Since 1868". Hawaiian Volcano Observatory. 2006. Arquivado dende o orixinal o 2009-08-25. Consultado o 2018-06-03. 
  59. ↑ Walter C. Dudley (1998). [Punto quente de Hawai en Google Books. Tsunami!] |url= incorrecto (Axuda) (2ª ed.). University of Hawaii Press. pp. 222–24. ISBN 978-0-8248-1969-9. 
  60. ↑ K. Rubin; M. Garcia. "Reply to Ask-An-Earth-Scientist". University of Hawaii. Arquivado dende o orixinal o 13 de agosto de 2016. Consultado o 2009-05-11. 
  61. ↑ 61,0 61,1 61,2 61,3 61,4 61,5 "Evolution of Hawaiian Volcanoes". Hawaiian Volcano Observatory—United States Geological Survey. 1995-09-08. Consultado o 2009-03-07. 
  62. ↑ "How Volcanoes Work: Shield Volcanoes". San Diego State University. Arquivado dende o orixinal o 2 de xaneiro de 2014. Consultado o 2012-01-25. 
  63. ↑ H. King. "Highest Mountain in the World". Consultado o 2009-07-04. 
  64. ↑ M. O. Garcia; et al. (1996). "Petrology of lavas from the Puu Oo eruption of Kilauea Volcano: III. The Kupaianaha episode (1986–1992)". Bulletin of Volcanology 58 (5): 359–379. Bibcode:1996BVol...58..359G. doi:10.1007/s004450050145. 
  65. ↑ 65,0 65,1 J. G. Moore; et al. (1994-04-01). "Giant Hawaiian Underwater Landslides". Science 264 (5155): 46–47. Bibcode:1994Sci...264...46M. JSTOR 2883819. PMID 17778132. doi:10.1126/science.264.5155.46. 
  66. ↑ Smith, John R.; Malahoff, Alexander; Shor, Alexander N. (1999). "Submarine geology of the Hilina slump and morpho-structural evolution of Kilauea volcano, Hawaii". Journal of Volcanology and Geothermal Research 94 (1–4): 59–88. Bibcode:1999JVGR...94...59S. ISSN 0377-0273. doi:10.1016/s0377-0273(99)00098-0. 
  67. ↑ Miklius, A.; Cervelli, P.; Sako, M; Lisowski, M.; Owen, S.; Segal, P.; Foster, J.; Kamibayashi, K.; Brooks, B. (2005). "Global positioning system measurements on the Island of Hawai'i: 1997 through 2004 Open-File Report 2005–1425" (PDF). US Department of the Interior, US Geological Survey. pp. 1–48. Consultado o 25 de xaneiro de 2024. 
  68. ↑ J. W. Head III, L. Wilson; Wilson (2003). "Deep submarine pyroclastic eruptions: theory and predicted landforms and deposits" (PDF). Journal of Volcanology and Geothermal Research 121 (3–4): 155–193. Bibcode:2003JVGR..121..155H. doi:10.1016/S0377-0273(02)00425-0. Arquivado dende o orixinal (PDF) o 5 de maio de 2012. Consultado o 2012-02-26. 
  69. ↑ "Recent Kīlauea Status Reports, Updates, and Information Releases". United States Geological Survey—Hawaiian Volcano Observatory. Consultado o 2009-03-15. 
  70. ↑ "Seamounts". Encyclopædia Britannica. Britannica.com Inc. 1913. Consultado o 2009-03-15. 
  71. ↑ 71,0 71,1 Nakamura, T.; Nakamori, T. (2007). "A geochemical model for coral reef formation". Coral Reefs 26 (4): 741–55. Bibcode:2007CorRe..26..741N. doi:10.1007/s00338-007-0262-6. 
  72. ↑ Harney, J.N.; Fletcher, C.H. (2003-11-01). "A Budget of Carbonate Framework and Sediment Production, Kailua Bay, Oahu, Hawaii". Journal of Sedimentary Research (en inglés) 73 (6): 856–868. Bibcode:2003JSedR..73..856H. ISSN 1527-1404. doi:10.1306/051503730856. 
  73. ↑ Fletcher, Charles H.; Bochicchio, Chris; Conger, Chris L.; Engels, Mary S.; Feirstein, Eden J.; Frazer, Neil; Glenn, Craig R.; Grigg, Richard W.; Grossman, Eric E. (2008). Riegl, Bernhard M.; Dodge, Richard E., eds. Geology of Hawaii Reefs. Coral Reefs of the USA (en inglés) 1 (Dordrecht: Springer Netherlands). pp. 435–487. ISBN 978-1-4020-6846-1. doi:10.1007/978-1-4020-6847-8_11. Consultado o 2024-01-17. 

Outros artigos

[editar | editar a fonte]

Ligazóns externas

[editar | editar a fonte]
Traído desde «https://gl.wikipedia.org/w/index.php?title=Punto_quente_de_Hawai&oldid=6905281»