Lava (Español)

Composición

La composición de casi toda la lava de la corteza terrestre está dominada por minerales de silicato: principalmente feldespatos, feldespatoides, olivino, piroxenos, anfíboles, micas y cuarzo. Se pueden formar raras lavas sin silicatos por fusión local de depósitos minerales no silicatos o por separación de un magma en fases líquidas separadas de silicato y no silicato inmiscibles.

Lavas de silicato

Las lavas de silicato son mezclas fundidas dominado por oxígeno y silicio, los elementos químicos más abundantes de la Tierra, con cantidades menores de aluminio, calcio, magnesio, hierro, sodio y potasio, y cantidades menores de muchos otros elementos. Los petrólogos expresan de manera rutinaria la composición de una lava de silicato en términos del peso o fracción de masa molar de los óxidos de los elementos principales (distintos del oxígeno) presentes en la lava.

El comportamiento físico de los magmas de silicato está dominado por el componente de sílice. Los iones de silicio en la lava se unen fuertemente a cuatro iones de oxígeno en una disposición tetraédrica. Si un ión de oxígeno está unido a dos iones de silicio en la masa fundida, se describe como un puente de oxígeno, y la lava con muchos grupos o cadenas de iones de silicio conectados por puentes de iones de oxígeno se describe como parcialmente polimerizada. El aluminio en combinación con óxidos de metales alcalinos (sodio y potasio) también tiende a polimerizar la lava. Otros cationes, como el hierro ferroso, el calcio y el magnesio, se unen mucho más débilmente al oxígeno y reducen la tendencia a polimerizar. La polimerización parcial hace que la lava sea viscosa, por lo que la lava con alto contenido de sílice es mucho más viscosa que la lava con bajo contenido de sílice.

Debido al papel de la sílice en la determinación de la viscosidad, y porque muchas otras propiedades de una lava (como su temperatura) se correlacionan con el contenido de sílice, las lavas de silicato se dividen en cuatro tipos químicos según el contenido de sílice: félsica, intermedia, máfica y ultramáfica.

Lava fésica

Felsic o las lavas silícicas tienen un contenido de sílice superior al 63%. Incluyen lavas de riolita y dacita. Con un contenido de sílice tan alto, estas lavas son extremadamente viscosas, que van desde 108 cP para la lava de riolita caliente a 1.200 ° C (2.190 ° F) a 1011 cP para la lava de riolita fría a 800 ° C (1.470 ° F). A modo de comparación, el agua tiene una viscosidad de aproximadamente 1 cP. Debido a esta viscosidad muy alta, las lavas félsicas generalmente hacen erupción explosiva para producir depósitos piroclásticos (fragmentarios). Sin embargo, las lavas de riolita ocasionalmente erupcionan efusivamente para formar espinas de lava, cúpulas de lava o «coulees» (que son flujos de lava cortos y gruesos). Las lavas típicamente se fragmentan a medida que se extruyen, produciendo flujos de lava en bloque. Estos a menudo contienen obsidiana.

Los magmas felésicos pueden entrar en erupción a temperaturas tan bajas como 800 ° C (1470 ° F). Sin embargo, las lavas de riolita inusualmente calientes (> 950 ° C; > 1,740 ° F) pueden fluir a distancias de muchas decenas de kilómetros, como en la llanura del río Snake en el noroeste de los Estados Unidos.

Lava intermedia

Las lavas intermedias o andesíticas contienen 52% a 63% de sílice, son más bajas en aluminio y generalmente algo más ricas en magnesio y hierro que las lavas félsicas. Las lavas intermedias forman domos de andesita y lavas de bloque, y pueden ocurrir en volcanes compuestos empinados, como en los Andes. También suelen ser más calientes, en el rango de 850 a 1.100 ° C (1.560 a 2.010 ° F)). Debido a su menor contenido de sílice y temperaturas eruptivas más altas, tienden a ser mucho menos viscosos, con una viscosidad típica de 3,5 × 106 cP a 1200 ° C (2190 ° F). Esto es ligeramente mayor que la viscosidad de la mantequilla de maní suave. Las lavas intermedias muestran una mayor tendencia a formar fenocristales. El hierro y el magnesio más altos tienden a manifestarse como una masa de suelo más oscura, incluidos los fenocristales de anfíbol o piroxeno.

Lava máfica

Las lavas máficas o basálticas tienen contenido de sílice de 52% a 45%. Se caracterizan por su alto contenido ferromagnesiano, y generalmente erupcionan a temperaturas de 1.100 a 1.200 ° C (2.010 a 2.190 ° F). Las viscosidades pueden ser relativamente bajas, alrededor de 104 a 105 cP, aunque todavía son muchos órdenes de magnitud más altas que las del agua. Esta viscosidad es similar a la del ketchup. Las lavas de basalto tienden a producir volcanes de escudo de bajo perfil o basaltos de inundación, porque la lava fluida fluye a grandes distancias desde el respiradero. El espesor de una lava de basalto, particularmente en una pendiente baja, puede ser mucho mayor que el espesor del flujo de lava en movimiento en cualquier momento dado, porque las lavas de basalto pueden «inflarse» por el suministro de lava debajo de una corteza solidificada. La mayoría de las lavas de basalto son de tipo ʻAʻā o pāhoehoe, en lugar de lavas en bloque. Bajo el agua, pueden formar lavas almohadilladas, que son bastante similares a las lavas pahoehoe de tipo entraña en tierra.

Lava ultramáfica

Lavas ultramáficas, como la komatiita y los magmas altamente magnesianos que forman la boninita, llevan la composición y temperaturas de las erupciones al extremo. Todos tienen un contenido de sílice inferior al 45%. Las komatiitas contienen más del 18% de óxido de magnesio y se cree que entraron en erupción a temperaturas de 1.600 ° C (2.910 ° F). A esta temperatura prácticamente no hay polimerización de los compuestos minerales, creando un líquido muy móvil. Se cree que las viscosidades de los magmas de komatiita eran tan bajas como 100 a 1000 cP, similar a la del aceite de motor ligero. La mayoría de las lavas ultramáficas no son más jóvenes que el Proterozoico, con algunos magmas ultramáficos conocidos del Fanerozoico en América Central que se atribuyen a una pluma de manto caliente. No se conocen lavas komatiita modernas, ya que el manto de la Tierra se ha enfriado demasiado para producir magmas altamente magnésicos.

Lavas alcalinas

Algunas lavas silícicas tienen un contenido elevado de óxidos de metales alcalinos (sodio y potasio), particularmente en regiones de rifting continental, áreas que recubren placas profundamente subducidas o en puntos calientes intraplaca. Su contenido de sílice puede variar desde ultramáfico (nefelinitas, basanitas y tefritas) hasta félsico (traquitas). Es más probable que sean generadas a mayores profundidades en el manto que los magmas subalcalinos. Las lavas de nefelinita de olivino son ultramáficas y altamente alcalinas, y se cree que provienen de mucho más profundo en el manto de la Tierra que otras lavas.

Lavas no silícicas

Algunas lavas de composición inusual han entrado en erupción en la superficie de la Tierra. Estas incluyen:

• Lavas de carbonatita y natrocarbonatita se conocen del volcán Ol Doinyo Lengai en Tanzania, que es el único ejemplo de una carbonatita activa vol cano. Las carbonatitas en el registro geológico son típicamente 75% de minerales de carbonato, con cantidades menores de minerales de silicato insaturados de sílice (como micas y olivino), apatita, magnetita y pirocloro. Es posible que esto no refleje la composición original de la lava, que puede haber incluido carbonato de sodio que posteriormente fue eliminado por la actividad hidrotermal, aunque los experimentos de laboratorio muestran que es posible un magma rico en calcita. Las lavas de carbonatita muestran proporciones de isótopos estables, lo que indica que se derivan de las lavas silícicas altamente alcalinas con las que siempre están asociadas, probablemente por separación de una fase inmiscible. Las lavas de natrocarbonatita de Ol Doinyo Lengai están compuestas principalmente de carbonato de sodio, con aproximadamente la mitad de carbonato de calcio y la otra mitad de carbonato de potasio, y cantidades menores de haluros, fluoruros y sulfatos. Las lavas son extremadamente fluidas, con viscosidades solo ligeramente mayores que el agua, y son muy frías, con temperaturas medidas de 491 a 544 ° C (916 a 1,011 ° F).
• Se cree que las lavas de óxido de hierro son la fuente del mineral de hierro en Kiruna, Suecia, que se formó durante el Proterozoico. En el complejo volcánico El Laco, en la frontera entre Chile y Argentina, se encuentran lavas de óxido de hierro del Plioceno. Se cree que las lavas de óxido de hierro son el resultado de la separación inmiscible del magma de óxido de hierro de un magma parental de composición calco-alcalina o alcalina.
• Flujos de lava de azufre de hasta 250 metros (820 pies) de largo y 10 metros (33 pies) de ancho ocurren en el volcán Lastarria, Chile. Se formaron por la fusión de depósitos de azufre a temperaturas tan bajas como 113 ° C (235 ° F).

El término «lava» también se puede utilizar para referirse a las «mezclas de hielo» fundidas en erupciones en los satélites helados de los gigantes gaseosos del Sistema Solar (ver criovolcanismo).

Reología

El comportamiento de los flujos de lava está determinado principalmente por la viscosidad de la lava. Mientras que las temperaturas en las lavas de silicato comunes oscilan entre aproximadamente 800 ° C (1470 ° F) para lavas félsicas a 1200 ° C (2190 ° F) para lavas máficas, la viscosidad de las mismas lavas varía en siete órdenes de magnitud, desde 104 cP para lava máfica hasta 1011 cP para magmas félsicos. La viscosidad es determinada principalmente por la composición, pero también depende de la temperatura. La tendencia de la lava félsica a ser más fría que la lava máfica aumenta la diferencia de viscosidad.

La viscosidad de la lava determina el tipo de actividad volcánica que tiene lugar cuando t La lava estalla. Cuanto mayor es la viscosidad, mayor es la tendencia de las erupciones a ser explosivas en lugar de efusivas. Como resultado, la mayoría de los flujos de lava en la Tierra, Marte y Venus están compuestos de lava de basalto. En la Tierra, el 90% de los flujos de lava son máficos o ultramáficos, con lava intermedia que representa el 8% de los flujos y la lava félsica representa solo el 2% de los flujos. La viscosidad también determina el aspecto (espesor relativo a la extensión lateral) de los flujos, la velocidad con la que se mueven los flujos y el carácter superficial de los flujos.

Cuando erupcionan efusivamente, las lavas muy viscosas erupcionan casi exclusivamente como flujos de aspecto alto o cúpulas. Los flujos toman la forma de bloques de lava en lugar de ʻaʻā o pāhoehoe. Los flujos de obsidiana son comunes. Las lavas intermedias tienden a formar estratovolcanes escarpados, con lechos alternados de lava de erupciones efusivas y tefra de erupciones explosivas. Las lavas máficas forman flujos relativamente delgados que pueden moverse grandes distancias, formando volcanes en escudo con pendientes muy suaves.

La mayoría de las lavas contienen cristales sólidos de varios minerales, fragmentos de rocas exóticas conocidas como xenolitos y fragmentos de lava previamente solidificada. El contenido de cristales de la mayoría de las lavas les confiere propiedades tixotrópicas y diluyentes por cizallamiento. En otras palabras, la mayoría de las lavas no se comportan como fluidos newtonianos, en los que la velocidad de flujo es proporcional al esfuerzo cortante. En cambio, una lava típica es un fluido de Bingham, que muestra una resistencia considerable al flujo hasta que se cruza un umbral de tensión, llamado límite elástico. Esto da como resultado un flujo de tapón de lava parcialmente cristalina. Un ejemplo familiar de flujo de tapón es la pasta de dientes extraída de un tubo de pasta de dientes. La pasta de dientes sale como un tapón semisólido, porque el cizallamiento se concentra en una capa fina en la pasta de dientes al lado del tubo, y solo aquí la pasta de dientes se comporta como un fluido. El comportamiento tixotrópico también impide que los cristales se asienten en la lava. Una vez que el contenido de cristales alcanza aproximadamente el 60%, la lava deja de comportarse como un fluido y comienza a comportarse como un sólido. Esta mezcla de cristales con roca fundida a veces se describe como papilla de cristales.

Las velocidades del flujo de lava varían en función principalmente de la viscosidad y la pendiente. En general, la lava fluye lentamente, con velocidades típicas de 0.25 mph (0.40 km / h) y velocidades máximas de 6 a 30 mph (9.7 a 48.3 km / h) en pendientes empinadas. Se registró una velocidad excepcional de 20 a 60 mph (32 a 97 km / h) luego del colapso de un lago de lava en el monte Nyiragongo. La relación de escala para las lavas es que la velocidad promedio de un flujo se escala como el cuadrado de su espesor dividido por su viscosidad. Esto implica que un flujo de riolita tendría que ser ~ 1000 × tan grueso como un flujo de basalto para fluir a una velocidad similar.

Térmico

Las lavas varían en temperatura desde aproximadamente 800 ° C (1470 ° F) a 1200 ° C (2190 ° F). Esto es similar a las temperaturas más altas que se pueden alcanzar con una forja de carbón de aire forzado. Una lava es más fluida cuando hace erupción por primera vez, volviéndose mucho más viscosa a medida que baja la temperatura.

Los flujos de lava desarrollan rápidamente una corteza aislante de roca sólida, como resultado de la pérdida de calor por radiación. Posteriormente, la lava se enfría por conducción muy lenta del calor a través de la corteza rocosa. Los geólogos del Servicio Geológico de los Estados Unidos perforaron regularmente el Kilauea Iki lago de lava, formado en una erupción en 1959. El lago tenía unos 100 m (330 pies) de profundidad. Después de tres años, la corteza de superficie sólida, cuya base estaba a una temperatura de 1.065 ° C (1.949 ° F), todavía estaba l solo 14 m (46 pies) de espesor. El líquido residual todavía estaba presente a profundidades de alrededor de 80 m (260 pies) diecinueve años después de la erupción.

Los flujos de lava que se enfrían se contraen y esto da como resultado la fractura del flujo. En los flujos de basalto, esto produce un patrón característico de fracturas. Las partes superiores del flujo muestran fracturas irregulares que se extienden hacia abajo, mientras que la parte inferior del flujo muestra un patrón muy regular de fracturas que dividen el flujo en columnas de cinco o seis lados. La parte superior irregular del flujo solidificado se llama entablamento, mientras que la parte inferior que muestra la unión columnar se llama colonada. Los términos están tomados de la arquitectura de los templos griegos. Asimismo, los patrones verticales regulares en los lados de las columnas, producidos por enfriamiento con fracturas periódicas, se describen como marcas de cincel. Estas son características naturales provocadas por la física del enfriamiento, la contracción térmica y la fractura.

A medida que la lava se enfría, cristalizándose hacia adentro desde sus límites, los gases son expulsados de la lava para formar vesículas en los límites inferior y superior. . Estos se describen como vesículas de tallo de tubería o amígdalas de tallo de tubería. Los líquidos expulsados de la masa de cristales de enfriamiento se elevan hacia el centro todavía fluido del flujo de enfriamiento y producen cilindros de vesículas verticales. Donde estos se unen hacia la parte superior del flujo, se forman láminas de basalto vesicular que a veces están cubiertas con cavidades de gas. A veces, estos están llenos de minerales secundarios. Las hermosas geodas de amatista que se encuentran en los basaltos de inundación de América del Sur se formaron de esta manera.

Los basaltos de inundación generalmente experimentan poca cristalización antes de que hayan dejado de fluir y, como resultado, las texturas de flujo son poco comunes en flujos menos silícicos . Por otro lado, las bandas de flujo son comunes en los flujos félsicos.