INTERIOR DE LA TIERRA

El interior de la tierra se ha dividido en tres partes desde la superficie hasta el centro las cuales a su vez también se encuentran subdivididas a partir de rasgos variables sobre cada una de ellas; desde el centro hacia fuera las capas actualmente aceptadas como de análisis sísmicos son:

El Núcleo El Manto La Corteza

El núcleo y el manto son las capas internas que presentan características generadoras de calor las cuales están dadas principalmente por las variaciones de presión y temperatura entre la corteza y el núcleo interior sin embargo en la corteza se presenta un alto contenido de materiales radiactivos.

El núcleo es la parte más interna de la tierra; se encuentra dividido en núcleo interior y núcleo exterior. La composición general del núcleo está dada principalmente por hierro y níquel, y en menor proporción por metales pesados como iridio plomo y titanio, la diferencia entre el núcleo interior y exterior es que el interior es sólido y el exterior es liquido siendo el exterior más grande que el interior, esta capa del interior terrestre genera calor debido a tres factores: la desintegración continua de materiales radioactivos, al calor generado en el proceso de formación de la tierra (por colisión de partículas en cual se libero una gran cantidad de calor) y al calor liberado en el proceso de cristalización de hierro que conforma el núcleo interior (actualmente sólido).

La composición del núcleo según dos modelos propuestos por geofísicos británicos:

Fe

Mg

Ni

Si

S

Co

B. Manson

86,0

6,0

-----

-----

7,4

0,4

E. Ringwood

84,0

-----

5,3

11,3

-----

-----

FUENTE: www. http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx------P.J. Wyllie, The Dynamic Earth, 1971.  

El manto es la capa en el interior de la tierra entre el núcleo y la corteza, se encuentra dividido en dos partes: manto superior y manto inferior. El manto tiene una composición en la que predomina el magnesio y el hierro, en menor proporción se compone de aluminio, calcio, sodio y potasio, todos los elementos presentes en el manto a diferencia del núcleo se encuentran oxidados, estos elementos conforman la peridotita como roca predominante en el manto en la cual los minerales caracterizantes son el olivino y el piroxeno se encuentra también pero en cantidades menores de granates. El manto en general es sólido cristalino pero al estar sometido a grandes presiones tiene un comportamiento plástico; en el manto también puede presentarse material fundido o parcialmente fundido principalmente en la zona más profunda del manto, se divide en superior e inferior a partir de variaciones en las densidades de los materiales al incrementar la profundidad, en el manto superior se encuentra la peridotita, en el manto inferior la peridotita se transforma en espinela. El manto superior o asenosfera en la parte superior marca el límite entre el manto y la corteza; el manto inferior o mesosfera empieza en la parte superior del núcleo externo hasta el inicio de la astenosfera.

La composición del manto en porcentaje de su masa total como una aproximación se da en la siguiente tabla:

COMPOSICION DEL MANTO DE LA TIERRA (en % ponderal)ELEMENTO CANTIDAD COMPUESTO CANTIDAD

O 44,8 Si 21,5 SiO2 46

Mg 22,8 MgO 37,8

Fe 5,8 FeO 7,5

Al 2,2 Al2O3 4,2

Ca 2,3 CaO 3,2

Na 0,3 Na2O 0,4

K 0,03 K2O 0,04

Total 99,7 Total 99,1Tomado de www.wikipedia.org

La corteza terrestre es la capa más superficial de la tierra y al mismo tiempo la capa más delgada, entre la corteza y el manto se tienen cambios bruscos de densidades y composiciones. La corteza se divide en dos tipos: continental y oceánica.

Corteza oceánica: Ocupa el 65 % de la superficie terrestre su espesor es de aproximadamente 8 Km, se encuentra cubierta por 4 Km de agua, sísmicamente se ha dividido en 3 partes: la primera (mas superficial) se compone de sedimentos es la capa más delgada de la corteza oceánica tiene un espesor promedio de 0,5 Km el cual aumenta en los limites continentales.

La segunda capa tiene un espesor de 1,5 Km y está constituida por basaltos mayormente alterados. La tercera capa tiene un espesor de 6 Km y está compuesta por gabros, diques, rocas máficas metamorfizadas y probablemente cumulatos peridotìticos.

La corteza continental tiene un espesor variable, en promedio entre 30 y 35 Km su composición y estructura es muy irregular variando a partir de los diferentes ambientes tectónicos (escudos, plataformas, cinturones orogénicos, rifts y otros), su composición es sílica en la parte superior y máfica en la parte inferior; la corteza continental se ha dividido mecánicamente en dos partes corteza superior (frágil) y corteza inferior (dúctil), con una zona de transición entre las dos. (Descripción corteza continental y oceánica tomada de (Geología de cuerpos ígneos pág. 79-81).

Composición de la corteza dada por diversos autores:

GRADIENTES DE TEMPERATURA Y PRESION

GRADIENTE DE TEMPERATURA

El estudio del cambio en la temperatura y la presión con el aumento de profundidad entre la superficie y el núcleo terrestre se encuentra desarrollado a partir de las excavaciones en minas y túneles y de las perforaciones en búsqueda de hidrocarburos; en estas exploraciones se evidencian cambios en la temperatura la cual aumenta con la profundidad con una proporción que varia localmente, pero por término medio es de 30ºC por Km (gradiente geotérmico). Si se conoce la conductividad térmica K (cal/(cm*seg*grado)) de las rocas donde se mide el gradiente, el flujo ascendente de calor Q(cal/(cm^2*seg)) se deduce la relación sencilla, en donde h es la profundidad medida en centímetros por debajo de la superficie. Para la mayoría de las rocas, K está comprendida en el intervalo 3-8 x 10 ^ (-3), y su valor medio superficial es generalmente de unos 4 x 10 ^ (-3).

Para calcular el Gradiente de Temperatura entre la Astenósfera y la Litosfera utilizamos la siguiente ecuación y los siguientes datos, tomados de Petrología Ígnea y Metamórfica, Turner R Verhoogen (1978):

Q= K∗dtdh

K=4 × 10−3 calcm∗seg∗° C

dtdh

=11° CKm

(Gradiente geotérmico de la corteza continental) =

1.1 ×10−4 ° Ccm

dtdh

=8° CKm

(Gradiente geotérmico de la corteza oceánica) = 8 ×10−5 °Ccm

Estos gradientes geotérmicos fueron sacados de la siguiente grafica, tomada del Igneous and MetamorphicPetrology, John D .Winter”

Para obtener la temperatura tenemos que:

De 1 tenemos que:dh ×Q

K=dt Integrando a ambos lados obtenemos que:

QK∫0

h

dh=∫0

T

dT

Q× hK

=T -------> Formula para hallar la temperatura

Ahora para determinar el flujo ascendente de calor tenemos para la corteza continental:

Q=4 ×10−3 cals×cm ×° C

* 1.1 ×10−4 ° Ccm

Q=4.4 ×10−7 cal

c m2 x s

Luego de encontrar el flujo ascendente de calor en la corteza, ya podemos encontrar, el gradiente de temperatura en la interface litosfera y astenósfera, tomando h, como la profundidad promedio en donde estas capas se unen que es 100km

T=Q× hK

T=4.4× 10−7 cal

cm2 x s×10 ´ 000.000 cm

4×10−3 calcm∗seg∗° C

T=1100° C

Ahora para determinar el flujo ascendente de calor tenemos para la corteza oceánica:

Q=4 ×10−3 cals×cm ×° C

* 8 ×10−5 °Ccm

Q=3.2 ×10−7 cal

cm2 x s

Sedimentos Consolidados (5.7) km)

Capa Granítica (27.5km)

Capa basáltica (34.3 km)

Manto (ultrabásico) (32.5 km)

Luego de encontrar el flujo ascendente de calor en la corteza oceánica, ya podemos encontrar, el gradiente de temperatura en la interface litosfera y astenósfera, tomando h, como la profundidad promedio en donde estas capas se unen que es 80km

T=Q× hK

T=3.2× 10−7 cal

cm2 x s× 8 ´ 000.000 cm

4 ×10−3 calcm∗seg∗°C

T=640 °C

Gradiente de Presión

Presión es la fuerza ejercida sobre un área determinada en la tierra; la presión en medio fluido o dúctil, dependerá del peso ejercido sobre la columna del material.

La relación entre la presión y la profundidad determinara el comportamiento de la gravedad y la densidad del material, puesto que con la variación de la gravedad dependerá de la distancia al centro de la tierra y la densidad será variable ya que está en función de la composición del material presente y la de lo que lo rodea. La ecuación con la que podemos predecir el comportamiento de la presión es:

P= ρ∗g∗h

Donde P es la presión, ρ es la densidad, g es la gravedad y h es la altura o profundidad a la cual se encuentra el material.

Calculo Presión: en la interface litosfera continental-astenósfera, como punto de referencia la cordillera de los Andes, con aproximadamente 100km de profundidad, hasta el límite.

Las densidades de las subcapas son las siguientes :

Granitos : 2.65 g / cm3

Sedimentos : 2.2 g / cm3

Basaltos. 2.95 g / cm3

Manto: 3.3 g / cm3

P=∂× g× h

∂=densidad ( kg

m3 ) , g=9.8m

s2 , h=m

Presión en la capa de Sedimentos:

∂=2200kg

m3

¿¿ , h=5700 m

Ps=¿(5700 m¿×(9.8m

s2)

Ps=122´ 892.000kg

m s2

Ps=1228.92 ¿̄

Presión en el Manto:

∂=3300kg

m3

¿¿ , h=32500 m

PM=¿(32500 m¿×(9.8m

s2)

PM=1.051 ´ 050.000kg

m s2

PM=1.051,05 ¿̄

Presión de la capa Granítica:

∂=2650kg

m3

¿¿ , h=27500 m

PG=¿(27500 m ¿×(9.8m

s2)

PG=71´ 417.500kg

m s2

PG=7141,75 ¿̄

Presión de la capa basáltica

∂=2950kg

m3

¿¿ , h=34300 m

PB=¿(34300 m¿×(9.8m

s2)

PB=991 ´ 613.000kg

m s2

PB=9916.13 ¿̄

Presión Total = Presión de la capas de sedimentos + Presión de la capa graníticas+ Presión de la capa de Basaltos+ Presión de las rocas ultramaficas del mato superior

Presión total de la interfase entre la litosfera continental y la astenosfera = 28797.47 bar

Presión oceánica:

Calculamos la presión en la Fosa de las Marianas donde tenemos una capa de: agua, sedimentos, basalto, gabro y peridotita, cada una de diferentes densidades aproximadas, la densidad del agua es 1000 kg/m3, la del sedimento es 2400 kg/m3, la de los basaltos y gabros es aproximadamente la misma la cual es 3000 kg/m3 y la de la peridotita es 3300 kg/m3.

Para el cálculo de la presión se utiliza:

P= ρgh

Donde ρ es la densidad, g es la gravedad promedio de la Tierra que aproximadamente es 9.8 m/s2, y h es la altura de cada capa, dada en m (datos sacados del Winter, pagina 246); la presión total es la suma de las presiones de cada capa.

Pagua=(1000kg

m3 )(9.8m

s2 ) (11000m )=107800000 Pa=1078 bares

Psedimentos=(2400kg

m3 )(9.8m

s2 )(300 m )=7056000 Pa=70.56 bares

Pbasaltos=(2950kg

m3 )(9.8m

s2 ) (2000 m)=58800000 Pa=578.2bares

Pgabros=(3000kg

m3 )(9.8m

s2 )(3500 m )=102900000 Pa=1029 bares

Pperidotitas=(3300kg

m3 )(9.8m

s2 ) (4000 m )=129360000 Pa=1293.6 bares

Pmanto=(3300kg

m3 )(9.8m

s2 ) (60000 m )=1940400000 Pa=19404 bares

Ptotal=1078+70.56+588+1029+1293.6+19404=23479.82 bares

MAGMAS

El magma es un sistema físico químico natural, esencialmente líquido a alta temperatura y a alta presión compuesto por silicatos fundamentalmente con fases solidas en suspensión y una fase gaseosa constituida esencialmente por H2O.

REOLOGIA

El comportamiento reológico de los magmas  es bastante  complejo  y depende de numerosos parámetros que incluyen además  de  la  temperatura:  (1)  el  contenido de  SiO2,  (2)  la  cantidad  de  volátiles  disueltos,  así  como  la  proporción  relativa entre el H2O y CO2, (3) la fugacidad oxígeno y (4) el porcentaje de fundido (o, alternativamente,  el  porcentaje  de  cristales). Esta lista no es exhaustiva, y otros parámetros como  la velocidad de deformación  son  tan  importantes  como  los mencionados  para determinar el comportamiento mecánico de los magmas.Durante la cristalización, la reología del magma cambia drásticamente. Si la fracción de cristal es baja, el comportamiento es similar al de un fluido  newtoniano (relación lineal entre la tasa de deformación y el esfuerzo aplicado). Cuando hay una fracción mayor de cristales, el magma tiene un  comportamiento visco-plástico y puede soportar tensiones. Por encima del  segundo umbral reológico, el magma se puede comportar como un cuerpo  rígido y por lo tanto es capaz de fracturarse (Scaillet et al.1997). Es importante tener presente que la velocidad de deformación juega un papel clave en la  reología de los magmas.

La viscosidad en la reología: La viscosidad está relacionada con el esfuerzo (stress) y las deformación (strain), esto implica que bajo un determinado stress, un magma reaccionará vía deformación a través de una proporcionalidad de viscosidad, esta relación puede ser lineal, exponencial, etc…, y determinara el comportamiento reológico de los magmas

1. Comportamiento elástico lineal: Es un fluido cuya curva de flujo pasa por el origen y su constante de proporcionalidad es la viscosidad. En otras palabras, el material continúa fluyendo independiente de las fuerzas que actúan sobre él. Aquellos fluidos que cumplen esta ley se denominan “Newtonianos”, en donde el esfuerzo es proporcional a la deformación. Los magmas con este comportamiento están en su mayoría libre de burbujas y cristales ya que la fracción de cristal es baja ~ <0,3 (primer umbral reológico).

2. Comportamiento plástico “No-Newtoniano”: Son fluidos en los cuales la viscosidad cambia con respecto al esfuerzo y la tasa de deformación aplicados. Como resultado pueden no tener una viscosidad bien definida. Los magmas con esta reología se funden a altas velocidades y están compuestos por cristales en suspensión o burbujas. Para tal comportamiento, la viscosidad

aparente, puede ser definida por la relación de esfuerzo cortante a la velocidad de deformación en un conjunto particular de condiciones. La importancia de la reología no-newtoniano en la actividad volcánica se puede apreciar fácilmente por el hecho de que los magmas en erupción están parcialmente cristalizados, y ascienden rápidamente a velocidades de deformación muy altas.

TERMODINAMICA

Estudia los niveles de energía y la transferencia de energía entre sistemas y entre diferentes estados de la materia, en petrogénesis se aplica al estudio de las reacciones químicas y cambios de la materia que involucran cambios de energía. Se dice que un sistema está en equilibrio cuando no se observa ningún cambio en las propiedades termodinámicas a lo largo del tiempo. Las condiciones termodinámicas de un magma son principalmente la temperatura, la presión y la composición química.

Componentes químicos principales:

SiO2> Al2O3>FeO, Fe2O3>MgO>CaO>Na2O>K2O

Komatitica (Ultrabasica)

Basaltico (Grabro)

Andesitico (Diorita)

Riolitico (Granito)

Sio2 < 4 44--52 52--66 66--74

TiO2 1--4 < 1 0,3--0,5 0,1--0,3

Al2O3 < 10 14--17 16--18 20--22

Fe2O3 < 2 6--10 4--6 < 2FeO < 2 10--12 6--10 < 2MnO 0,3--0,5 0,3 0,1--0,3 < 0,1MgO > 18 12--14 6--8 < 2CaO 4--6 12--14 8--12 < 4Na2O < 0,5 0,5--1 1--3 4--6

K2O < 0,1 < 0,5 0,5--1 4--8

P2O3 < 0,1 0,1--0,2 01,--0,3 0,3--0,5

H2O+ < 0,1 0,1 0,1--0,3 0,5--0,1

Propiedades Físicas de los magmas: las propiedades físicas más importantes que regulan el desplazamiento del magma a través de la litósfera, el modo de extruirse en la superficie, y la forma y volumen de los cuerpos ígneos, son la viscosidad y la densidad. Por la primera propiedad el magma tiene la capacidad de fluir a través de la litósfera y llegar hasta la superficie, y lo debe hacer con tal eficiencia que debe mantener su temperatura por encima del solidus para no congelarse en el camino. La menor densidad del magma respecto al medio que lo rodea, favorece su ascenso hacia los niveles superiores de la litósfera, fenómeno que se expresa mencionando que tiene

flotabilidad. En los casos en que la densidad del magma se iguala con la de la roca de caja, la flotabilidad tiende a cero, por lo cual el magma deja de ascender.

La viscosidad del magma, depende de su grado de polimerización, que a su vez es una función de la proporción de sílice. En los fundidos silicatados el silicio se une con el oxígeno preferentemente con coordinación tetraédrica, por lo cual el silicio se encuentra en el centro de un tetraedro cuyos vértices son los oxígenos (SiO 4 -4). Las cargas negativas de los oxígenos permiten la unión con otros tetraedros, formando cadenas ,la magnitud de las cadenas es la que expresan el grado de polimerización del magma y la que le confiere la viscosidad, es decir que entre mayor polimerización tenga el magma mayor viscosidad tendrá.

Además, la viscosidad de un líquido disminuye sensiblemente con el aumento de la temperatura. Los magmas con temperaturas próximas a la del liquidus tienen menor viscosidad que cuando sus temperaturas se encuentran próximas al solidus. La viscosidad también dependerá del porcentaje de sólidos y de gases, donde a mayor porcentaje de sólidos más viscoso y a mayor porcentaje de gases menos viscoso.

Figura: Variación de la viscosidad con la temperatura para distintas composiciones

de fundidos magmáticos, compiladas por Williams y

McBirney (1979).

FISICOQUIMICA

En el magma se pueden distinguir tres fases, las cuales son:

La fase liquida contiene principalmente iones de SiO

Fase fundida: contiene principalmente iones SiO4- y, en menor cantidad, AlO5-, así como iones metálicos (Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe2+,..)

Fase gaseosa: gases contenidos a presión. El 90% es vapor de agua, seguido de cantidades menores de O2, HCl, HF, S, SO2, N2, Ar y H2BO3.

Fase sólida: formada por minerales que ya han cristalizado a la temperatura a la que se encuentra el magma (los de mayor punto de fusión) o restos de roca sin fundir.

La densidad del magma: esta tiene una estrecha relación con el ascenso, emplazamiento y el desarrollo de las estructuras internas de los cuerpos ígneos. Comúnmente el magma tiene una densidad menor que la de la roca de caja, generando esfuerzos diferenciales que promueven el ascenso del magma en la litósfera. La densidad de los fundidos silícicos es de aproximadamente 2200 kg m -3 y la de los fundidos ultramáficos es de 3100 kg m -3. Para un magma cuya composición no varía, la densidad aumenta a medida que disminuye la temperatura y se incrementa la proporción de cristales en suspensión y a una mayor presión. También densidad del fundido disminuye con el incremento de los volátiles disueltos.

En la corteza las rocas están estratificadas de acuerdo con la densidad, que aumenta con la profundidad. Las rocas que componen la base de la corteza tienen en promedio una densidad de aproximadamente 3000 kg m -3 y las de la superficie de 2400 kg m -3.

Temperatura del magma: varía entre 700 y 1400 °C, en general, los magmas pobres en SiO2 tienen temperaturas más bajas que los ricos en SiO2, ejemplo: magma basáltico: 1000 a 1200 °C, magma andesítico: 800 a 1000 °C, y magmas riolíticos: 650 a 800 °C. Las temperaturas de los magmas se conocen por: método directo: medición de la temperatura de los magmas (ejemplo: Hawái) y método indirecto: realización de experimentos.

FUENTES Y CONDICIONES DE FORMACION DEL MAGMA

Los magmas se generan en bordes continentales activos donde convergen dos placas litosféricas (zonas de subducción), en las dorsales oceánicas (zona de rotura y divergencia de placas) y asociados a puntos calientes (volcanismo intraplaca).

El origen del magma se relaciona a menudo con la dinámica global de la corteza y el manto terrestres, ya que, en general, tiene lugar en los bordes de placas. En las dorsales, el magma se forma básicamente por descompresión

de los materiales del manto superior, a poca profundidad, y da lugar a rocas básicas (basaltos y gabros).

En las zonas de subducción, el magma se origina a una profundidad de hasta 150 km por fusión parcial de la corteza oceánica y/o del manto y la corteza situados por encima. Este proceso da lugar a la formación de rocas en su mayoría intermedias (andesitas y granodioritas).

En las áreas de colisión continental, en relación con los procesos orogénicos, se produce la fusión parcial de la corteza, y surgen esencialmente rocas ácidas, como el granito. Existen también zonas concretas de magmatismo de intraplaca, que se deben a la existencia de puntos calientes en el manto.

La mayoría de los magmas se originan por la fusión del manto de la tierra, pero algunos muestran evidencia de al menos un componente de la corteza parcial. Las placas tectónicas juegan un papel importante en la generación de varios tipos de magmas, pero otros tipos parecen ser el resultado de los procesos en mayor profundidad en el manto que son influenciados directamente por placas tectónicas.

Condiciones de formación:

Al tratarse de una mezcla compleja, los magmas no tienen un único punto de fusión sino un intervalo de fusión, condiciones en las que se produce la transición entre el estado sólido y líquido.

Los magmas se generan bajo tres tipos de condiciones (para generar la transición entre fases):

Aumento de temperatura (se da principal mente por contacto con fuentes profundas de calor, es decir concentración de elementos radiactivos o por fricción de placas litosféricas): en las áreas calientes del planeta como las dorsales, este aumento se logra a bajas profundidades (20-30km) y en otras zonas del planeta, a profundidades astenosféricas.

Disminución de la presión (sin adición de calor): se da mediante fracturas, o bien si se produce un ascenso de materiales ( por fusión de las rocas superiores, por elevaciones isostáticas, por hundimiento del techo de la cámara magmática).

Introducción de volátiles y agua: el punto de fusión de los materiales disminuye rápidamente con la presencia de volátiles y agua.

LAVAS

Caracterizacion:

La lava es un magma que durante su ascenso a través de la corteza terrestre alcanza la superficie. Es la fracción liquida de la erupción y según su fluidez dará orígenes a relieves diferentes. La lava es muy variable en su composición pero volumétricamente la mayoría de lavas son de composición basáltica respecto a las andesíticas y acidas porque estas tienen mayor viscosidad para ascender, y la baja viscosidad de las lavas basálticas les permite ser sacadas a grandes distancias, y en todos los casos al solidificarse, la lava da origen a las rocas ígneas volcánicas, la temperatura de la lava oscila aproximadamente entre 700° C y 1200° C.

Las tasas de derrame de las erupciones históricas de lava basáltica son muy variables desde 0.5 hasta 5000 m3/s y los tipos de derrame de composición andesitica y acida son mucho mas bajos de aproximadamente de 0.05 hasta 10 m3/s, debido a sus altas viscosidades; cuanto mayor es la tasa de derrame mayor es la distancia recorrida antes del enfriamiento.

La lava acida solidifica rápidamente, tiene escasa movilidad y, por lo tanto, origina volcanes muy cónicos. Es decir, que son más altos que anchos en su base. Al solidificarse tan rápido, impiden la salida de los gases, lo cual origina erupciones muy violentas.

La lava básica, al ser pobre en sílice, es muy fluida. Se solidifica muy lentamente, dando, por lo tanto, conos volcánicos que tienen poca altura en relación con su ancha base. Estos volcanes son denominados volcanes en escudo.

Las lavas pueden tener diferentes representaciones, como:

Columnas: Son formas prismáticas que se desarrollan en las coladas basálticas, producidas por una contracción durante el proceso de enfriamiento rápido, y son grietas que pueden aparecer en cualquier dirección.

http://www.uclm.es/profesorado/egcardenas/colu.htm

Canales de lava: Las lavas se mueven por la pendiente mediante la creación de

sus propios caminos de canal sobre pendientes suaves, o fluye por medio de

canales ya existentes, estos se pueden

desarrollar tanto en Pahoehoe como en AA; cuando hay varios pequeños canales de lava http://www.geology.sdsu.edu/how_volcanoes_work/flow_features.html

capaces de fluir se denomina kipuka, aquí hay vegetación; en las lavas AA aparecen unas masas casi esféricas de lavas con diámetros de unos pocos cm, estas se llaman bolas de acreción de lava.

Lagos de lava: A veces la lava se acumula en los cráteres volcánicos, llenándolos a un alto nivel, para formar lo que se denomina un lago de lava; a veces también fluye a través de un acantilado y se denomina cascadas de lava y cuando se enfría y solidifica se llama cortina de lava.

http://www.geology.sdsu.edu/how_volcanoes_work/flow_features.html

Túmulos: En las pendientes suaves, las superficies de los flujos Pahoehoe, a veces se caracteriza por estructuras elípticas, estos se desarrollan mejor en la superficie de los flujos que se estancan en depresiones, como cráteres o calderas.

Erupciones rootless: Son erupciones que no están conectadas a profundidad con una cámara magmática, sino que son resultados de erupciones superficiales en Pahoehoe.

Tubos de lava: Son producidos por el enfriamiento y la cristalización de lava basáltica en torno a los lados, el fondo y la parte superior de los canales de lava.

TIPOS DE LAVA

Las tres formas principales que toman los flujos de lava son: aa o escoriácea, pahoehoe o cordada, y lavas almohadillada.

Lavas AA (Bloques): Define las coladas de superficie áspera y rota, resultado de la pérdida rápida de gases, difícilmente transitable. Estas lavas han experimentado un régimen más turbulento, rompiendo constantemente la costra enfriada y englobando sus fragmentos. Avanzan lentamente a una velocidad de 5 a 50 m/h, a tan escasa velocidad, la superficie se enfría parcialmente y al ser empujada por la lava aun candente que tiene debajo, se agrita y deforma.

http://www.uclm.es/profesorado/egcardenas/aa.htm

Lavas Pahoehoe (Cordadas): Presenta ondulaciones en su superficie, debido a que se forma una costra plástica que es deformada por el material fluido que circula por debajo, estas lavas tienen poca potencia y presentan frentes suaves y cuando se van alejando de su origen, estas pueden pasar a ser lavas AA al fluir por la ladera abajo y producida por el aumento de la viscosidad.

http://www.photovolcanica.com/Pictureviewer_V3.html

Lavas almohadilladas (pillow-lava): Lavas que adquieren una estructura de formas redondeadas que se generan por el contacto brusco de una colada fluida con el agua del océano correspondiente a erupciones submarinas, como en el caso de las dorsales. El enfriamiento de la superficie de la lava forma una pequeña capa de roca consolidada y debajo se mantiene la lava liquida que tiende a formar burbujas.

http://commons.wikimedia.org/wiki/File:Nur05018.jpg?uselang=es

Lava andesítica: Se produce generalmente en bloques, la superficie lisa contiene caras, fragmentos angulares que no son tan astillados y tan vesiculares como las lavas AA, esto se atribuye a la mayor viscosidad que tienen, algunos son lo suficientemente gruesos para formar domos de lava, típicos de un estratovolcán.

Lava acida: La sílice aumenta y la polimerización, la viscosidad de la lava aumenta, estas normalmente salen a superficie en estratovolcanes, y no son tan abundantes como la lava de composición andesitica, el movimiento de estas lavas puede ser demasiado lento para percibirse, son más gruesas y se desplazan solo unos pocos km desde la chimenea.

Lava carbonatita: Es la más inusual de todas las lavas, se caracterizan por tener más del 50% de carbonatos y menos del 10% de sílice, estas lavas tienen bajas temperaturas de erupción, 500°C a 600°C, tienen una viscosidad baja debido a la no polimerización de sílice.

BIBLIOGRAFIA

Winter, John D; An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, New Jersey:Prentice Hall ,2001

Turner,Francis J ; Petrología Ígnea y Metamórfica ,Barcelona : Ediciones Omega S.A , 1978

Best, Myron G ;Igneous and Metamorphic Petrology ; Blackwell Science Ltd , 2003

Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens; Ciencias de la Tierra, editorial Uned, 2005.

Eduardo Jorge Llambias; Geología de cuerpos ígneos; Universidad Nacional de la Plata, 2001.

Isabel Rey Quijano, Cuaderno de Ingenieria Geologica Nº10, Universidad Nacional de Colombia, 2004.

Páginas web:

http://es.wikipedia.org http://www.bioygeo.info/pdf/magmaticas.pdf http://www.uclm.es/profesorado/egcardenas/magma.htm http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/ciencia/volumen2/ciencia3/074/

html/sec_11.html http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/ciencia/volumen2/ciencia3/058/

htm/sec_4.htm http://www.ugr.es/~geopeta/q2.htm http://www.photovolcanica.com/Pictureviewer_V3.html

TRABAJO PRIMER PARCIAL

HAIBERTH FRANCISCO VELANDIA GUERRERO

Profesor:

Humberto Gonzales Iregui

UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA

SEDE MEDELLIN

FACULTAD DE MINAS

PETROLOGIA IGNEA

MEDELLIN

2012