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Fluxo piroclástico

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Fluxos piroclásticos varrem os flancos do Vulcão Mayon, Filipinas, em 2018

Um fluxo piroclástico, mais amplamente conhecido como uma corrente de densidade piroclástica,[1] é uma corrente de movimento rápido de gás quente e matéria vulcânica (coletivamente conhecida como tefra) que flui junto ao solo afastando-se de um vulcão. As correntes piroclásticas viajam a velocidades extremamente altas e têm temperaturas extremamente elevadas.

Os fluxos piroclásticos são os mais mortais de todos os perigos vulcânicos[2] e são produzidos como resultado de certas erupções explosivas. Eles normalmente tocam o solo e precipitam-se encosta abaixo ou espalham-se lateralmente sob o efeito da gravidade. A sua velocidade depende da densidade da corrente, da taxa de emissão vulcânica e da inclinação da encosta.

Após a erupção de matéria vulcânica, grande parte do material afunda-se no solo e flui ao longo dele, formando uma corrente piroclástica. As correntes são compostas por um continuum de materiais, abrangendo desde rochas mais densas e comparativamente mais frias até cinzas e gases mais quentes e leves. Rochas mais densas têm maior probabilidade de serem influenciadas pela gravidade, separando-se de cinzas e gases mais leves que continuam a fluir através do solo e do ar circundantes. Os componentes mais densos das correntes piroclásticas são o que se quer dizer especificamente quando se refere ao fluxo piroclástico, enquanto os componentes mais leves das correntes piroclásticas são conhecidos como ondas piroclásticas (ou surtos piroclásticos).[3] Em certos casos, as correntes de densidade piroclástica podem fluir sobre a água, com os seus constituintes mais densos a afundar e a misturar-se com ela. As águas podem até recuar como resultado da produção de terra a partir do fluxo de massa e volume das correntes piroclásticas.[4] Adicionalmente, correntes piroclásticas podem ser observadas em outros corpos astronómicos, como a Lua.[5]

Etimologia

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Rochas piroclásticas do Tufo de Bishop; não comprimidas com pedra-pomes (à esquerda), comprimidas com fiamme (à direita)

A palavra piroclasto deriva do grego πῦρ (pýr), que significa "fogo", e κλαστός (klastós), que significa "quebrado em pedaços".[6][7] Um nome para fluxos piroclásticos que brilham vermelho no escuro é nuée ardente (do francês, "nuvem ardente"); este foi notavelmente utilizado para descrever a desastrosa erupção de 1902 da Montanha Pelée na Martinica, uma ilha francesa nas Caraíbas.[8][9]

Formação e movimento de correntes piroclásticas

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Fluxos piroclásticos no vulcão Mayon

Os fluxos piroclásticos originam-se dos processos físicos que ocorrem antes e durante uma erupção vulcânica. O Magma dentro do vulcão desgaseifica, promovendo descompressão, maior flutuabilidade, e movimento ascendente do magma para a superfície, o que por sua vez permite uma maior desgaseificação. À medida que ocorre mais desgaseificação, o magma evolui de um líquido contendo gás para uma mistura de partículas condensadas e gás com maior velocidade ascendente. Após a erupção desta mistura para a superfície e atmosfera, grande parte afunda-se no solo devido a ter uma densidade maior do que a atmosfera, formando a corrente de densidade piroclástica que então se move ao longo do solo.[10]

Ao entrar na atmosfera, como uma corrente de gravidade, as correntes piroclásticas estão sujeitas à atração gravitacional em direção à superfície. A gravidade é contrabalançada pelas forças do fluido associadas aos processos turbulentos dentro da corrente. Esta turbulência ocorre pelo facto de as correntes piroclásticas serem uma mistura heterogénea. Constituídos por matéria vulcânica condensada e gás quente, os fluxos piroclásticos são heterogéneos na sua composição química. Como resultado, dentro de uma corrente, a temperatura das partículas, a resistência à mudança de movimento (inércia), a velocidade e outras propriedades variam. Como um fluido, as correntes piroclásticas experimentam fricção interna (viscosidade). No entanto, os desequilíbrios de temperatura, velocidade e inércia dentro da corrente superam esta viscosidade, promovendo o fluxo de fluido turbulento que contraria a gravidade. O Número de Reynolds mede o grau em que estes desequilíbrios de propriedade superam a viscosidade. Quanto maior o número de Reynolds, maiores as possibilidades de turbulência dentro de um fluido.[10][3][11]

Uma assinatura chave da turbulência são os rodamoinhos conhecidos como vórtices (eddies). As correntes piroclásticas são multifásicas, significando que os seus processos físicos, incluindo a formação destes vórtices, ocorrem numa ampla variedade de escalas, desde a molecular até à escala da matéria em bruto da própria corrente piroclástica. À medida que estes vórtices se formam através da turbulência, eles criam caminhos de fluxo de fluido. Entretanto, a gravidade continua a empurrar a mistura global para baixo. Dentro da mistura heterogénea do fluxo piroclástico, o material mais pesado e mais condensado (p. ex., rochas) será mais fortemente impactado pela gravidade, afundando no solo e fluindo ao longo dele. Por contraste, o material mais leve e menos denso (p. ex., cinza), será mais fortemente impactado pelo fluxo do fluido gerado pela turbulência, fazendo-o subir. O primeiro componente das correntes piroclásticas é por vezes referido como fluxo basal, enquanto o último é por vezes conhecido como uma pluma de cinzas.[3][12]

Além disso, duas formas de quantificar esta separação do material piroclástico são através do Número de Froude e do Número de Stokes. O número de Froude é uma medida de se a gravidade ou a força do fluido turbulento ditará mais fortemente o movimento de um fluido. Valores mais baixos do número de Froude indicam que a gravidade é dominante, enquanto valores mais altos indicam que o movimento do fluido turbulento é mais dominante. Entretanto, o número de Stokes é uma medida de se uma partícula ou porção de matéria dentro do fluido seguirá o caminho do fluxo do fluido ou permanecerá independente dele. Valores mais altos do número de Stokes sugerem que uma partícula fluirá ao longo do caminho do fluido, enquanto valores mais baixos sugerem que permanecerá independente do caminho do fluido.[10] Rochas mais densas dentro de um material piroclástico têm uma tendência a afundar sob a influência da gravidade, caindo e viajando ao longo do solo e afastando-se dos caminhos de fluxo do fluido gerados pela turbulência. Por sua vez, estes componentes da corrente piroclástica têm valores mais baixos para os números de Froude e Stokes. As cinzas e os gases mais leves dentro de uma corrente piroclástica são mais fortemente influenciados pelo movimento do fluido turbulento, viajando ao longo do caminho do fluido. Logo, possuem valores mais elevados para os números de Froude e de Stokes.[11]

Terminologia

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Para clarificar totalmente a terminologia, os componentes mais densos de uma corrente piroclástica que se afundam e se tornam parte do fluxo basal rente ao solo são parte do que é conhecido como fluxo piroclástico. Entretanto, os componentes com maior flutuabilidade de uma corrente piroclástica que se tornam mais significativamente influenciados pelas forças dos fluidos são parte do que é conhecido como uma onda piroclástica (ou surto piroclástico). Os fluxos piroclásticos situam-se meramente no continuum do que ocorre à matéria vulcânica contida numa corrente piroclástica.[3][11] Em outras palavras, quanto mais leve for um material dentro do fluxo piroclástico, maior a probabilidade de se tornar parte de uma onda piroclástica, enquanto quanto mais pesado for o material, maior a probabilidade de se tornar parte de um fluxo piroclástico.

As ondas piroclásticas também podem ser referidas como "correntes de densidade piroclástica totalmente diluídas". A sua menor densidade por vezes permite que as ondas fluam sobre características topográficas mais altas ou sobre a água, como cristas, colinas, rios e mares. As ondas também podem conter vapor, água e rocha a menos de 250 °C (480 °F); estas são chamadas de "frias" em comparação com outros fluxos, embora a temperatura ainda seja letalmente alta. Ondas piroclásticas frias podem ocorrer quando a erupção ocorre a partir de uma fenda sob um lago raso ou sob o mar. As frentes de algumas correntes de densidade piroclástica são totalmente diluídas; por exemplo, durante a erupção do Monte Pelée em 1902, uma corrente totalmente diluída engoliu a cidade de Saint-Pierre e matou quase 30.000 pessoas.[13]

Exemplos

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As erupções ao longo da história revelam vários mecanismos específicos que podem produzir um fluxo piroclástico:

  • Colapso de coluna de uma coluna de erupção de uma Erupção pliniana (p. ex., destruição de Herculano e Pompeia pelo Monte Vesúvio em 79 d.C.). Em tal erupção, o material ejetado à força da fenda aquece o ar circundante e a mistura turbulenta sobe por convecção ao longo de muitos quilómetros. Se o jato erupcionado for incapaz de aquecer suficientemente o ar circundante, as correntes de convecção não serão fortes o suficiente para levar a pluma para cima e ela cai, fluindo pelos flancos do vulcão.[3]
  • Colapso de coluna de uma coluna de erupção associada a uma Erupção vulcaniana (p. ex., o vulcão Soufrière Hills em Monserrate já gerou muitas destas mortais ondas e fluxos piroclásticos). O gás e os projéteis criam uma nuvem que é mais densa que o ar circundante e torna-se um fluxo piroclástico.[3]
  • Formação de espuma (borboto) na boca da chaminé vulcânica durante a desgaseificação da lava erupcionada. Isto pode levar à produção de uma rocha chamada ignimbrito. Isso ocorreu durante a erupção do Novarupta em 1912.[3]
  • Colapso gravitacional de um domo de lava ou espinha, com subsequentes avalanches e fluxos descendo uma encosta íngreme (p. ex., vulcão Soufrière Hills de Monserrate, que causou dezoito mortes em 1997).[3]
  • Uma explosão direcional (ou jato) quando parte de um vulcão colapsa ou explode (p. ex., a erupção do Monte Santa Helena em 18 de maio de 1980). À medida que a distância do vulcão aumenta, isto transforma-se rapidamente numa corrente impulsionada pela gravidade.[3]

Tamanho, velocidade, temperatura e efeitos

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Remanescente de edifício em Francisco León destruído por ondas e fluxos piroclásticos durante a erupção do vulcão El Chichón no México, em 1982. As vigas de reforço no betão foram dobradas na direção do fluxo.
Um cientista examina blocos de pedra-pomes na extremidade de um depósito de fluxo piroclástico do Monte Santa Helena
Os moldes de algumas vítimas no chamado "Jardim dos Fugitivos", Pompeia

Os volumes de fluxo variam de algumas centenas de metros cúbicos a mais de 1 000 metro kilocúbicos (240 cu mi). Fluxos maiores podem viajar por centenas de quilómetros, embora nenhum nessa escala tenha ocorrido por várias centenas de milhares de anos. A maioria dos fluxos piroclásticos ronda os um a dez metro kilocúbicos (1⁄4–2+1⁄2 cu mi) e viajam por vários quilómetros. Os fluxos podem depositar fragmentos de rocha solta desde menos de 1 metro até 200 metros de profundidade.[14] Os fluxos piroclásticos viajam a velocidades médias de 100 km/h (30 m/s), embora possam atingir os 700 km/h (190 m/s).[15] As temperaturas do material dentro de uma corrente de densidade piroclástica variam de 200 °C a 700 °C.[15]

Efeitos de fluxos piroclásticos com exemplos históricos

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A energia cinética da nuvem em movimento irá abater árvores e achatar edifícios no seu caminho. Os gases quentes e a alta velocidade tornam-nos particularmente letais, pois irão incinerar rapidamente os organismos vivos ou transformá-los em fósseis carbonizados:

  • As cidades da Roma Antiga de Pompeia e Herculano (atualmente em Itália), por exemplo, foram engolidas pelas ondas piroclásticas do Monte Vesúvio em 79 d.C., com a perda de muitas vidas.[16]
  • A erupção de 1902 da Montanha Pelée destruiu a cidade da Martinica de Saint-Pierre. Apesar dos sinais de erupção iminente, o governo considerou St. Pierre segura devido às colinas e vales entre ela e o vulcão, mas o fluxo piroclástico carbonizou quase toda a cidade, matando todos os seus 30.000 habitantes, com exceção de três pessoas.[13]
  • Uma onda piroclástica matou os vulcanólogos Harry Glicken e Katia e Maurice Krafft e outras 40 pessoas no Monte Unzen, no Japão, a 3 de junho de 1991. A onda começou como um fluxo piroclástico e a onda mais energizada escalou um contraforte no qual os Krafft e os outros estavam; engoliu-os, e os cadáveres foram cobertos com cerca de 5 mm (1⁄4 in) de cinzas.[17]
  • A 25 de junho de 1997, um fluxo piroclástico desceu o Mosquito Ghaut na ilha caribenha de Monserrate.[18] Desenvolveu-se uma onda piroclástica grande e altamente energizada. Este fluxo não pôde ser contido pelo Ghaut e transbordou, matando 19 pessoas que estavam na área da vila de Streatham (que tinha sido oficialmente evacuada). Várias outras pessoas na área sofreram queimaduras graves.

Interação das correntes piroclásticas com a água

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A evidência testemunhal da Erupção do Krakatoa em 1883, apoiada por provas experimentais,[19] mostra que as correntes de densidade piroclástica podem cruzar massas de água significativas. Um fluxo atingiu a costa de Sumatra a uns incríveis 48 quilômetros (26 milha náuticas) de distância.[20]

Geralmente, as correntes piroclásticas podem interagir com a água de muitas formas, sendo as suas propriedades a ditar o que essas interações implicam exatamente. Com a sua mistura heterogénea de constituintes químicos, a densidade varia grandemente dentro das correntes piroclásticas. Componentes que são menos densos do que a água são capazes de permanecer a flutuar, enquanto componentes mais densos do que a água vão afundar, isolando a corrente piroclástica nos seus componentes menos densos. Além disso, podem existir correntes cuja densidade exceda a da água mas que permaneçam flutuantes. Tal fenómeno ocorre em virtude de uma densidade aparente menor que a da água provocada pela dispersão de gás quente e cinza sólida dentro de uma corrente piroclástica.[4][21][22] A diferença de temperatura entre um corpo de água e uma corrente piroclástica gera vapor da massa de água, impelindo o movimento da corrente.[4][21][22] Entretanto, à medida que os componentes mais densos das correntes piroclásticas se afundam na água, os sedimentos diminuem a limpidez da água, aumentando assim a sua turbidez. Estes sedimentos formam correntes de turbidez, fluindo pelas encostas do corpo de água sob a influência da gravidade e de diferenças de densidade.[4] Correntes piroclásticas mais quentes estão associadas a um maior movimento de afundamento.[4]

Imagem ilustrando depósitos piroclásticos e lahar decorrentes da erupção do Monte Unzen, Japão, em 1991.
Depósitos piroclásticos e de lahar a seguir à erupção do Monte Unzen no Japão, 1991.

Se houver um fluxo suficiente em volume e massa para um corpo de água, a linha costeira pode ser deslocada de tal forma que a água recua e formam-se novas terras.[4] Por exemplo, durante algumas fases do vulcão Soufrière Hills em Monserrate, os fluxos piroclásticos foram filmados a cerca de 1 km (1⁄2 nmi) da costa. Estas imagens mostram a água a ferver enquanto o fluxo passa sobre ela. Os fluxos acabaram por construir um delta, que cobriu cerca de 1 km2 (250 acres). Outro exemplo foi observado em 2019 no Stromboli quando um fluxo piroclástico viajou por várias centenas de metros acima do mar.[23]

O ângulo no qual uma corrente piroclástica entra numa massa de água também influencia a trajetória dos seus constituintes. Se o ângulo de entrada for mais paralelo à superfície da massa de água, a corrente é capaz de fluir mais perfeitamente ao longo da superfície da água mais facilmente. Por contraste, se o ângulo de entrada for mais perpendicular à superfície do corpo de água, a corrente irá penetrar mais profundamente na água, formando camadas de mistura dentro dela, antes de reemergir à superfície e fluir através dela.[4]Adicionalmente, um fluxo piroclástico pode interagir com um corpo de água para formar uma grande quantidade de lama, que pode então continuar a fluir ladeira abaixo como um lahar. Este é um dos vários mecanismos que podem criar um lahar.[3]

Correntes piroclásticas em outros corpos astronómicos

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Em 1963, a astrónoma da NASA Winifred Cameron propôs que o equivalente lunar aos fluxos piroclásticos terrestres pode ter formado canais (rilles) sinuosos na Lua. Numa erupção vulcânica lunar, uma nuvem piroclástica seguiria o relevo local, resultando numa pista muitas vezes sinuosa. O Vale de Schröter na Lua oferece um exemplo disso.[24][5] Alguns vulcões em Marte, como Tyrrhenus Mons e Hadriacus Mons, produziram depósitos estratificados que parecem ser mais facilmente erodidos do que os fluxos de lava, sugerindo que foram depositados por fluxos piroclásticos.[25]

Ver também

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Referências

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  1. ↑ Branney, Michael J.; Kokelaar, B. Peter (2002). Pyroclastic Density Currents and the Sedimentation of Ignimbrites. [S.l.]: Geological Society of London. ISBN 978-1-86239-124-6[falta página]
  2. ↑ Auker, Melanie Rose; Sparks, Robert Stephen John; Siebert, Lee; Crosweller, Helen Sian; Ewert, John (14 de fevereiro de 2013). «A statistical analysis of the global historical volcanic fatalities record». Journal of Applied Volcanology. 2 (1). 2 páginas. Bibcode:2013JApV....2....2A. ISSN 2191-5040. doi:10.1186/2191-5040-2-2Acessível livremente
  3. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Giordano, Guido; Cas, Ray; Wright, John V. (2024), Cas, Ray; Giordano, Guido; Wright, John V., eds., «Subaerial Pyroclastic Density Currents (Pyroclastic Flows and Surges)», ISBN 978-3-319-66613-6, Cham: Springer International Publishing, Volcanology: Processes, Deposits, Geology and Resources (em inglês), pp. 693–889, doi:10.1007/978-3-319-66613-6_10, consultado em 20 de março de 2026
  4. 1 2 3 4 5 6 7 Cas, Ray; Wright, John V.; Giordano, Guido (2024), Cas, Ray; Giordano, Guido; Wright, John V., eds., «Subaqueous Flows of Pyroclastic Debris and Their Deposits», ISBN 978-3-319-66613-6, Cham: Springer International Publishing, Volcanology: Processes, Deposits, Geology and Resources (em inglês), pp. 891–981, doi:10.1007/978-3-319-66613-6_11, consultado em 17 de abril de 2026
  5. 1 2 Wilson, Lionel; Head, James W. (abril de 1983). «A comparison of volcanic eruption processes on Earth, Moon, Mars, Io and Venus». Nature (em inglês). 302 (5910): 663–669. ISSN 1476-4687. doi:10.1038/302663a0
  6. ↑ Ver:
    • Jukes, Joseph Beete (1862). The Student's Manual of Geology 2.ª ed. Edimburgo, Escócia, R.U.: Adam and Charles Black. p. 68 Da p. 68: "A palavra "cinza" não é muito boa para incluir todos os acompanhamentos mecânicos de uma erupção subaérea ou subaquática, uma vez que a cinza parece estar restrita a um pó fino, o resíduo da combustão. Falta uma palavra para expressar todos esses acompanhamentos, não importando qual seja o seu tamanho ou condição, quando são acumulados em tal massa para formar leitos de "rocha". Poderíamos chamá-los talvez de "materiais piroclásticos", … "
  7. ↑ «Definition of κλαστός». Perseus Greek Dictionary. Universidade Tufts. Consultado em 8 de outubro de 2020
  8. ↑ Lacroix, A. (1904) La Montagne Pelée et ses Eruptions, Paris, Masson (em francês) Do vol. 1, p. 38: Após descrever na p. 37 a erupção de uma "nuvem densa e negra" (nuée noire), Lacroix cunha o termo nuée ardente: "Peu après l'éruption de ce que j'appellerai désormais la nuée ardente, un immense nuage de cendres couvrait l'ile tout entière, la saupoudrant d'une mince couche de débris volcaniques." (Pouco após a erupção do que chamarei doravante de nuvem densa e incandescente [nuée ardente], uma imensa nuvem de cinzas cobriu toda a ilha, polvilhando-a com uma fina camada de detritos vulcânicos.)
  9. ↑ Embora a cunhagem do termo nuée ardente em 1904 seja atribuída ao geólogo francês Antoine Lacroix, segundo:
    • Hooker, Marjorie (1965). «The origin of the volcanological concept nuée ardente». Isis. 56 (4): 401–407. doi:10.1086/350041o termo foi utilizado em 1873 pelo sogro de Lacroix e antigo professor, o geólogo francês Ferdinand André Fouqué na sua descrição das erupções de 1580 e 1808 do vulcão na Ilha de São Jorge nos Açores.
    • Da p. 1199: "Un des phénomènes les plus singuliers de cette grande éruption est la production de ce que les témoins contemporains ont appelé des nuées ardentes." (Um dos fenómenos mais singulares desta grande erupção é a produção do que as testemunhas contemporâneas chamaram de nuées ardentes.)
    • Da p. 1200: "Les détonations cessent dans la journée du 17, mais alors apparaissent des nuées ardents semblables à celles de l'éruption de 1580." (As detonações cessam no dia 17, mas então aparecem nuvens ardentes [nuées ardentes] semelhantes às da erupção de 1580.)
    Marjorie Hooker – (Hooker, 1965), p. 405 – regista que o Padre João Inácio da Silveira (1767–1852) da vila de Santo Amaro na ilha de São Jorge escreveu um relato da erupção de 1808 no qual ele descreveu uma ardente nuvem que fluiu pelas encostas do vulcão. O relato de Silveira foi publicado em 1871 e republicado em 1883.
    • Silveira, João Inácio da (1883). «XXVIII. Anno de 1808. Erupção na ilha de S. Jorge». In: Canto, Ernesto do. Archivo dos Açores. Ponta Delgada, São Miguel, Açores: Archivo dos Açores. pp. 437–441 Das pp. 439–440: "Em desassete do dito mês de Maio … de repente se levantou um tufão de fogo ou vulcão e introduzindo-se nas terras lavradias levantou todos aqueles campos até abaixo às vinhas com todas as árvores e bardos, fazendo-se uma medonha e ardente nuvem e correndo até abaixo de igreja queimou trinta e tantas pessoas na igreja e nos campos…"
  10. 1 2 3 Dufek, Josef (3 de janeiro de 2016). «The Fluid Mechanics of Pyroclastic Density Currents». Annual Review of Fluid Mechanics (em inglês). 48 (1): 459–485. ISSN 0066-4189. doi:10.1146/annurev-fluid-122414-034252
  11. 1 2 3 Burgisser, Alain; Bergantz, George W. (15 de setembro de 2002). «Reconciling pyroclastic flow and surge: the multiphase physics of pyroclastic density currents». Earth and Planetary Science Letters. 202 (2): 405–418. ISSN 0012-821X. doi:10.1016/S0012-821X(02)00789-6
  12. ↑ Myers e Brantley (1995). Volcano Hazards Fact Sheet: Hazardous Phenomena at Volcanoes, USGS Open File Report 95-231
  13. 1 2 Arthur N. Strahler (1972), Planet Earth: its physical systems through geological time
  14. ↑ «Pyroclastic flows move fast and destroy everything in their path | U.S. Geological Survey». United States Geological Survey. Consultado em 12 de setembro de 2024
  15. 1 2 «MSH Pyroclastic flow [USGS]». United States Geological Survey
  16. ↑ Weller, Roger (2005). Mount Vesuvius, Italy. [S.l.]: Cochise College Department of Geology. Consultado em 15 de outubro de 2010. Cópia arquivada em 23 de outubro de 2010
  17. ↑ Sutherland, Lin. Reader's Digest Pathfinders Earthquakes and Volcanoes. New York: Weldon Owen Publishing, 2000.
  18. ↑ «Montserrat Volcano Observatory, Special Report 03». geo.mtu.edu. Consultado em 20 de agosto de 2025
  19. ↑ Freundt, Armin (2003). «Entrance of hot pyroclastic flows into the sea: experimental observations». Bulletin of Volcanology. 65 (2): 144–164. Bibcode:2002BVol...65..144F. doi:10.1007/s00445-002-0250-1
  20. ↑ Camp, Vic. "KRAKATAU, INDONESIA (1883)". How Volcanoes Work. Department of Geological Sciences, San Diego State University, 31 Mar. 2006. Web. 15 Oct. 2010. Arquivado em 2014-12-16 no Wayback Machine.
  21. 1 2 Ten Things You Didn't Know About Volcanoes (2006) no IMDb
  22. 1 2 Entrance of hot pyroclastic flows into the sea: experimental observations, INIST.
  23. ↑ de Vita, Sandro; Di Vito, Mauro A.; Nave, Rosella (5 de setembro de 2019). «Quando un flusso piroclastico scorre sul mare: esempi a Stromboli e altri vulcani». INGV vulcani (em italiano). Consultado em 4 de outubro de 2021
  24. ↑ Cameron, W. S. (1964). «An Interpretation of Schröter's Valley and Other Lunar Sinuous Rills». Journal of Geophysical Research. 69 (12): 2423–2430. Bibcode:1964JGR....69.2423C. doi:10.1029/JZ069i012p02423
  25. ↑ Zimbelman, James R.; Garry, William Brent; Bleacher, Jacob Elvin; Crown, David A. (2015). «Volcanism on Mars». In: Sigurdsson, Haraldur; Houghton, Bruce; McNutt, Steve; Rymer, Hazel; Stix, John. The Encyclopedia of Volcanoes Second ed. Amesterdão: Zimbelman. pp. 717–728. ISBN 978-0-12-385938-9

Bibliografia

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  • Sigurdson, Haraldur: Encyclopedia of volcanoes. Academic Press, 546–548. ISBN 0-12-643140-X.

Ligações externas

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