Lava

La lava es magma una vez que ha sido expulsada del interior de un planeta terrestre (como la Tierra) o una luna a su superficie. La lava puede hacer erupción en un volcán o a través de una fractura en la corteza, en tierra o bajo el mar, generalmente a temperaturas de 800 a 1200 ° C (1470 a 2190 ° F). La roca volcánica resultante del subsiguiente enfriamiento también suele denominarse lava.

Un flujo de lava es una efusión de lava durante una erupción efusiva. Por otro lado, una erupción explosiva produce una mezcla de ceniza volcánica y otros fragmentos llamados tefra, en lugar de flujos de lava. Aunque la mayor parte de la lava fundida es de 10 000 a 100 000 veces más viscosa que el agua, con una viscosidad similar a la del ketchup, la lava puede fluir grandes distancias antes de enfriarse y solidificarse porque la lava expuesta al aire desarrolla rápidamente una costra sólida que aísla la lava líquida restante, ayudando mantenlo caliente y lo suficientemente invisible como para seguir fluyendo.

La palabra lava proviene del italiano y probablemente se deriva de la palabra latina labes, que significa caída o deslizamiento. Su primer uso conocido en relación con la extrusión de magma desde debajo de la superficie fue en un breve relato de la erupción del Vesubio de 1737 escrito por Francesco Serao. Serao describió "un flujo de lava ardiente" como una analogía del flujo de agua y lodo por los flancos del volcán (un lahar) después de una fuerte lluvia.

Propiedades de la lava

Composición

La lava de la corteza terrestre está predominantemente compuesta de minerales de silicato: principalmente feldespatos, feldespatoides, olivino, piroxenos, anfíboles, micas y cuarzo. Las lavas no silicatadas raras se pueden formar por fusión local de depósitos minerales no silicatados o por separación de un magma en fases líquidas inmiscibles de silicato y no silicato.

Lavas de silicato

Las lavas de silicato son mezclas fundidas dominadas 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 rutinariamente la composición de una lava de silicato en términos de peso o fracción de masa molar de los óxidos de los elementos principales (aparte 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 ion de oxígeno está unido a dos iones de silicio en el fundido, se describe como un puente de oxígeno, y la lava con muchos grupos o cadenas de iones de silicio conectados por iones de oxígeno puente 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 polimerizarse. La polimerización parcial hace que la lava se vuelva 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 debido a que se observa que 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: félsico, intermedio, máfico, y ultramáfica.

Lava félsica

Las lavas félsicas o 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, oscilando entre 10 cP (10 Pa⋅s) para la lava de riolita caliente a 1200 °C (2190 °F) y 10 cP (10 Pa⋅s) para la lava de riolita fría a 1200 °C (2190 °F). 800 °C (1470 °F). A modo de comparación, el agua tiene una viscosidad de aproximadamente 1 cP (0,001 Pa⋅s). Debido a esta viscosidad muy alta, las lavas félsicas suelen hacer erupción de forma explosiva para producir depósitos piroclásticos (fragmentarios). Sin embargo, las lavas de riolita ocasionalmente erupcionan efusivamente para formar espinas de lava, domos de lava o "coulees" (que son flujos de lava gruesos y cortos). Las lavas típicamente se fragmentan a medida que se extruyen, produciendo flujos de lava en bloque. Estos a menudo contienen obsidiana.

Los magmas félsicos pueden entrar en erupción a temperaturas tan bajas como 800 °C (1470 °F). Sin embargo, las lavas de riolita inusualmente calientes (> 950 ° C; > 1740 ° F) pueden fluir 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 de 52% a 63% de sílice y 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 en bloque, y pueden ocurrir en volcanes compuestos empinados, como en los Andes. También son comúnmente más calientes, en el rango de 850 a 1100 ° C (1560 a 2010 ° F). Debido a su menor contenido de sílice y sus temperaturas eruptivas más altas, tienden a ser mucho menos viscosos, con una viscosidad típica de 3,5 × 10 cP (3500 Pa⋅s) 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,Los niveles más altos de hierro y magnesio tienden a manifestarse como una masa fundamental más oscura, que incluye fenocristales de anfíbol o piroxeno.

Lavados máficos

Las lavas máficas o basálticas se caracterizan por un contenido relativamente alto de óxido de magnesio y óxido de hierro (cuyas fórmulas moleculares proporcionan las consonantes en máficas) y tienen un contenido de sílice limitado a un rango de 52% a 45%. Por lo general, entran en erupción a temperaturas de 1100 a 1200 ° C (2010 a 2190 ° F) y con viscosidades relativamente bajas, alrededor de 10 a 10 cP (10 a 100 Pa⋅s). Esto es similar a la viscosidad de la salsa de tomate,aunque sigue siendo muchos órdenes de magnitud superior a la del agua. Las lavas máficas tienden a producir volcanes en escudo de bajo perfil o basaltos de inundación, porque la lava menos viscosa puede fluir largas distancias desde el respiradero. El espesor de un flujo de lava basáltica solidificada, particularmente en una pendiente baja, puede ser mucho mayor que el espesor del flujo de lava fundida en movimiento en un momento dado, porque las lavas basálticas pueden "inflarse" por un suministro continuo de lava y su presión sobre una corteza solidificada. La mayoría de las lavas basálticas son del 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

Las lavas ultramáficas, como la komatita y los magmas altamente magnesianos que forman la boninita, llevan al extremo la composición y temperatura de las erupciones. 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 1600 ° C (2910 ° F). A esta temperatura prácticamente no hay polimerización de los compuestos minerales, creando un líquido de gran movilidad. Se cree que las viscosidades de los magmas de komatiita eran tan bajas como 100 a 1000 cP (0,1 a 1 Pa⋅s), 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 de komatiita modernas, ya que el manto de la Tierra se ha enfriado demasiado para producir magmas altamente magnesianos.

Lavas alcalinas

Algunas lavas de silicato tienen un contenido elevado de óxidos de metales alcalinos (sodio y potasio), particularmente en regiones de ruptura continental, áreas que recubren placas profundamente subducidas o en puntos calientes intraplaca. Su contenido de sílice puede variar desde ultramáficas (nefelinitas, basanitas y tefritas) hasta félsicas (traquitas). Es más probable que se generen 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.

Ejemplos de composiciones de lava (% en peso)Componentenefelinitapicrita toleíticabasalto toleíticoAndesitariolitaSiO239.746.453.860.073.2TiO2 _2.82.02.01.00.2Al 2 O 311.48.513.916.014.0Fe 2 O 35.32.52.61.90.6FeO8.29.89.36.21.7MnO0.20.20.20.20.0MgO12.120.84.13.90.4Alto12.87.47.95.91.3Na 2 O3.81.63.03.93.9K 2 O1.20.31.50.94.1P 2 O 50.90.20.40.20.0

Lavas no silicatadas

Algunas lavas de composición inusual han estallado en la superficie de la Tierra. Éstos incluyen:

• Se conocen lavas de carbonatita y natrocarbonatita del volcán Ol Doinyo Lengai en Tanzania, que es el único ejemplo de un volcán de carbonatita activo. 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), apatito, 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 que indican 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 ligeramente superiores a las del agua, y son muy frías, con temperaturas medidas de 491 a 544 °C (916 a 1011 °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. Las lavas de óxido de hierro del Plioceno ocurren en el complejo volcánico El Laco en la frontera entre Chile y Argentina. 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.
• Los 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 "mezclas de hielo" fundido en erupciones en los satélites helados de los gigantes gaseosos del Sistema Solar. (Ver criovulcanismo).

Reología

El comportamiento de los flujos de lava está determinado principalmente por la viscosidad de la lava. Mientras que la temperatura de la lava de silicato común oscila entre aproximadamente 800 °C (1470 °F) para las lavas félsicas y 1200 °C (2190 °F) para las lavas máficas, su viscosidad varía en siete órdenes de magnitud, desde 10 cP (10 Pa⋅ s) para lavas félsicas a 10 cP (10 Pa⋅s) para lavas máficas. La viscosidad de la lava está determinada principalmente por la composición, pero también depende de la temperatura y la velocidad de corte. 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 la lava entra en erupción. Cuanto mayor sea la viscosidad, mayor será 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 basáltica. En la Tierra, el 90% de los flujos de lava son máficos o ultramáficos, la lava intermedia 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 las lavas altamente viscosas erupcionan efusivamente en lugar de su forma explosiva más común, casi siempre erupcionan como flujos o cúpulas de alto aspecto. Estos flujos toman la forma de bloque de lava en lugar de ʻaʻā o pāhoehoe. Los flujos de obsidiana son comunes. Las lavas intermedias tienden a formar estratovolcanes empinados, con capas alternas 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 suaves.

Además de la roca derretida, 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 de adelgazamiento por cizallamiento. En otras palabras, la mayoría de las lavas no se comportan como fluidos newtonianos, en los que la tasa 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 tensión de fluencia.Esto da como resultado un flujo pistón de lava parcialmente cristalina. Un ejemplo familiar de flujo de pistón es la pasta de dientes que se extrae de un tubo de pasta de dientes. El dentífrico sale como un tapón semisólido, porque el cizallamiento se concentra en una capa delgada en el dentífrico al lado del tubo y sólo ahí el dentífrico se comporta como un fluido. El comportamiento tixotrópico también impide que los cristales se asienten fuera de 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. Tal mezcla de cristales con roca derretida a veces se describe como papilla de cristales.

Las velocidades del flujo de lava varían principalmente en función de la viscosidad y la pendiente. En general, la lava fluye lentamente, con velocidades típicas para los flujos basálticos hawaianos de 0,40 km/h (0,25 mph) y velocidades máximas de 10 a 48 km/h (6 a 30 mph) en pendientes pronunciadas. Se registró una velocidad excepcional de 32 a 97 km/h (20 a 60 mph) tras el 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 escala como el cuadrado de su espesor dividido por su viscosidad. Esto implica que un flujo de riolita tendría que ser unas mil veces más grueso que un flujo de basalto para fluir a una velocidad similar.

Temperatura

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

Los flujos de lava desarrollan rápidamente una costra aislante de roca sólida, como resultado de la pérdida de calor por radiación. A partir de entonces, la lava se enfría por conducción muy lenta de calor a través de la corteza rocosa. Los geólogos del Servicio Geológico de los Estados Unidos perforaban regularmente el lago de lava Kilauea Iki, formado en una erupción en 1959. El lago tenía unos 100 m (330 pies) de profundidad. Después de tres años, la corteza de la superficie sólida, cuya base estaba a una temperatura de 1065 ° C (1949 ° F), todavía tenía 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 encogen 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 abren 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 denomina entablamento, mientras que la parte inferior que presenta juntas columnares se denomina columnata. Los términos se toman prestados de la arquitectura de los templos griegos. Asimismo, los patrones verticales regulares en los lados de las columnas, producidos por enfriamiento con fracturamiento periódico, se describen como marcas de cincel.. Estas son características naturales producidas por enfriamiento, contracción térmica y fracturación.

A medida que la lava se enfría, cristalizando 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 tubular o amígdalas de tallo tubular. Los líquidos expulsados ​​de la papilla de cristal de enfriamiento se elevan hacia el centro aún fluido del flujo de enfriamiento y producen cilindros de vesículas verticales. Donde estos se fusionan hacia la parte superior del flujo, se forman láminas de basalto vesicular que a veces están cubiertas con cavidades de gas. Estos a veces 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.

Morfología de la lava

La morfología de la lava describe su forma superficial o textura. Los flujos de lava basáltica más fluidos tienden a formar cuerpos planos en forma de lámina, mientras que los flujos de lava de riolita viscosa forman masas de roca con nudos y bloques. La lava que brotó bajo el agua tiene sus propias características distintivas.

Desafío aceptado

ʻAʻā (también escrito aa ) es uno de los tres tipos básicos de flujo de lava. ʻAʻā es lava basáltica caracterizada por una superficie áspera o escombrosa compuesta de bloques de lava rotos llamados clinker. La palabra hawaiana fue introducida como término técnico en geología por Clarence Dutton.

La superficie espinosa suelta, rota y afilada de un flujo ʻaʻā hace que caminar sea difícil y lento. La superficie de la escoria en realidad cubre un núcleo masivo y denso, que es la parte más activa del flujo. A medida que la lava pastosa en el núcleo viaja cuesta abajo, los clinkers se transportan a la superficie. Sin embargo, en el borde de ataque de un flujo ʻaʻā, estos fragmentos enfriados caen por el frente empinado y son enterrados por el flujo que avanza. Esto produce una capa de fragmentos de lava tanto en la parte inferior como en la parte superior de un flujo ʻaʻā.

Las bolas de lava acumulativas de hasta 3 metros (10 pies) son comunes en los flujos de ʻaʻā. ʻAʻā suele tener una viscosidad más alta que pāhoehoe. Pāhoehoe puede convertirse en ʻaʻā si se vuelve turbulento al encontrarse con impedimentos o pendientes pronunciadas.

La textura nítida y en ángulo hace que ʻaʻā sea un potente reflector de radar y se puede ver fácilmente desde un satélite en órbita (brillante en las imágenes de Magellan).

Las lavas ʻAʻā típicamente entran en erupción a temperaturas de 1050 a 1150 ° C (1920 a 2100 ° F) o más.

La palabra también se escribe aa, aʻa, ʻaʻa y a-aa, y se pronuncia / ˈ ɑː ( ʔ ) ɑː /. Tiene su origen en hawaiano donde se pronuncia[ʔəˈʔaː], que significa "lava áspera pedregosa", pero también para "quemar" o "arder".

Pahoehoe

Pāhoehoe (del hawaiano[paːˈhoweˈhowe], que significa "lava suave e intacta"), también deletreado pahoehoe, es lava basáltica que tiene una superficie suave, ondulada, ondulada o viscosa. Estas características de la superficie se deben al movimiento de lava muy fluida debajo de una corteza superficial que se congela. La palabra hawaiana fue introducida como término técnico en geología por Clarence Dutton.

Un flujo de pahoehoe generalmente avanza como una serie de pequeños lóbulos y dedos que se desprenden continuamente de una corteza enfriada. También forma tubos de lava donde la mínima pérdida de calor mantiene una baja viscosidad. La textura de la superficie de los flujos de pahoehoe varía ampliamente, mostrando todo tipo de formas extrañas a menudo denominadas esculturas de lava. Con el aumento de la distancia desde la fuente, los flujos de pāhoehoe pueden cambiar a flujos de ʻaʻā en respuesta a la pérdida de calor y el consiguiente aumento de la viscosidad. Los experimentos sugieren que la transición tiene lugar a una temperatura entre 1200 y 1170 ° C (2190 y 2140 ° F), con cierta dependencia de la velocidad de corte. Las lavas Pahoehoe suelen tener una temperatura de 1100 a 1200 ° C (2010 a 2190 ° F).

En la Tierra, la mayoría de los flujos de lava tienen menos de 10 km (6,2 millas) de largo, pero algunos flujos de pahoehoe tienen más de 50 km (31 millas) de largo. Algunos flujos de basalto de inundación en el registro geológico se extienden por cientos de kilómetros.

La textura redondeada hace que pāhoehoe sea un reflector de radar deficiente y es difícil de ver desde un satélite en órbita (oscuro en la imagen de Magallanes).

Bloquear flujos de lava

Los flujos de lava en bloque son típicos de las lavas andesíticas de los estratovolcanes. Se comportan de manera similar a los flujos ʻaʻā, pero su naturaleza más viscosa hace que la superficie se cubra con fragmentos angulares (bloques) de lados lisos de lava solidificada en lugar de clinker. Al igual que con los flujos ʻaʻā, el interior fundido del flujo, que se mantiene aislado por la superficie del bloque solidificado, avanza sobre los escombros que caen del frente del flujo. También se mueven mucho más lentamente cuesta abajo y tienen una profundidad más gruesa que los flujos ʻaʻā.

Almohada de lava

La lava almohada es la estructura de lava que se forma típicamente cuando la lava emerge de un respiradero volcánico submarino o un volcán subglacial o un flujo de lava ingresa al océano. La lava viscosa adquiere una costra sólida al entrar en contacto con el agua, y esta corteza se agrieta y exuda gotas más grandes o "almohadillas" adicionales a medida que emerge más lava del flujo que avanza. Dado que el agua cubre la mayor parte de la superficie de la Tierra y la mayoría de los volcanes están situados cerca o debajo de cuerpos de agua, la lava almohadillada es muy común.

Formaciones de lava

Debido a que está formado por roca fundida viscosa, los flujos de lava y las erupciones crean formaciones distintivas, accidentes geográficos y características topográficas desde lo macroscópico hasta lo microscópico.

Volcanes

Los volcanes son los principales accidentes geográficos construidos por repetidas erupciones de lava y ceniza a lo largo del tiempo. Varían en forma desde volcanes en escudo con pendientes amplias y poco profundas formados por erupciones predominantemente efusivas de flujos de lava basáltica relativamente fluidos, hasta estratovolcanes de lados empinados (también conocidos como volcanes compuestos) formados por capas alternas de ceniza y flujos de lava más viscosos típicos de flujos de lava intermedios. y lavas félsicas.

Una caldera, que es un gran cráter de hundimiento, se puede formar en un estratovolcán, si la cámara de magma se vacía parcial o totalmente por grandes erupciones explosivas; el cono de la cumbre ya no se sostiene a sí mismo y, por lo tanto, se colapsa sobre sí mismo después. Tales características pueden incluir lagos de cráteres volcánicos y domos de lava después del evento. Sin embargo, las calderas también pueden formarse por medios no explosivos, como el hundimiento gradual del magma. Esto es típico de muchos volcanes en escudo.

Conos de ceniza y salpicaduras

Los conos de ceniza y los conos de salpicadura son elementos a pequeña escala formados por la acumulación de lava alrededor de una pequeña abertura en un edificio volcánico. Los conos de ceniza se forman a partir de tefra o ceniza y toba que se arroja desde un respiradero explosivo. Los conos de salpicadura se forman por acumulación de escoria volcánica fundida y cenizas expulsadas en una forma más líquida.

Kipukas

Otro término inglés hawaiano derivado del idioma hawaiano, kīpuka denota un área elevada como una colina, una cresta o un antiguo domo de lava dentro o cuesta abajo de un área de vulcanismo activo. Nuevos flujos de lava cubrirán la tierra circundante, aislando el kīpuka para que parezca una isla (generalmente) boscosa en un flujo de lava estéril.

Domos de lava y coulées

Los domos de lava se forman por la extrusión de magma félsico viscoso. Pueden formar prominentes protuberancias redondeadas, como en Valles Caldera. A medida que un volcán expulsa lava silícica, puede formar un domo inflado o un domo endógeno, construyendo gradualmente una gran estructura similar a una almohada que se agrieta, fisura y puede liberar trozos enfriados de roca y escombros. Los márgenes superior y lateral de un domo de lava inflado tienden a estar cubiertos de fragmentos de roca, brecha y ceniza.

Los ejemplos de erupciones de domos de lava incluyen el domo Novarupta y los domos de lava sucesivos del Monte St Helens.

Cuando se forma un domo sobre una superficie inclinada, puede fluir en flujos cortos y gruesos llamados coulées (flujos de domo). Estos flujos a menudo viajan solo unos pocos kilómetros desde el respiradero.

Tubos de lava

Los tubos de lava se forman cuando un flujo de lava relativamente fluido se enfría en la superficie superior lo suficiente como para formar una costra. Debajo de esta corteza, que al ser de roca es un excelente aislante, la lava puede seguir fluyendo en estado líquido. Cuando este flujo se produce durante un período prolongado de tiempo, el conducto de lava puede formar una abertura similar a un túnel o tubo de lava, que puede conducir roca fundida a muchos kilómetros de la chimenea sin enfriarse apreciablemente. A menudo, estos tubos de lava se drenan una vez que se detiene el suministro de lava fresca, dejando una longitud considerable de túnel abierto dentro del flujo de lava.

Se conocen tubos de lava de las erupciones modernas de Kīlauea, y se conocen tubos de lava significativos, extensos y abiertos de la era terciaria en el norte de Queensland, Australia, algunos de los cuales se extienden por 15 kilómetros (9 millas).

Lagos de lava

En raras ocasiones, un cono volcánico puede llenarse de lava pero no entrar en erupción. La lava que se acumula dentro de la caldera se conoce como lago de lava. Los lagos de lava generalmente no persisten por mucho tiempo, ya sea drenándose hacia la cámara de magma una vez que se alivia la presión (generalmente mediante la ventilación de gases a través de la caldera), o drenando mediante la erupción de flujos de lava o una explosión piroclástica.

Solo hay unos pocos sitios en el mundo donde existen lagos de lava permanentes. Éstos incluyen:

• Monte Erebus, Antártida
• Erta Ale, Etiopía
• Nyiragongo, República Democrática del Congo
• Ambrym, Vanuatu.

Lava delta

Los deltas de lava se forman dondequiera que los flujos subaéreos de lava entren en cuerpos de agua estancados. La lava se enfría y se rompe cuando se encuentra con el agua, y los fragmentos resultantes llenan la topografía del lecho marino de modo que el flujo subaéreo puede moverse más lejos de la costa. Los deltas de lava generalmente se asocian con volcanismo basáltico de tipo efusivo a gran escala.

Fuentes de lava

Una fuente de lava es un fenómeno volcánico en el que la lava es expulsada con fuerza pero sin explosiones desde un cráter, respiradero o fisura. La fuente de lava más alta registrada fue durante la erupción del monte Etna en Italia el 23 de noviembre de 2013, que alcanzó una altura estable de alrededor de 2500 m (8200 pies) durante 18 minutos, alcanzando brevemente una altura de 3400 m (11 000 pies). Las fuentes de lava pueden ocurrir como una serie de pulsos cortos o como un chorro continuo de lava. Se asocian comúnmente con las erupciones hawaianas.

Peligros

Los flujos de lava son enormemente destructivos para las propiedades en su camino. Sin embargo, las víctimas son raras ya que los flujos suelen ser lo suficientemente lentos para que las personas y los animales escapen, aunque esto depende de la viscosidad de la lava. Sin embargo, se han producido heridos y muertos, ya sea porque les cortaron la vía de escape, porque se acercaron demasiado a la corriente.o, más raramente, si el frente del flujo de lava viaja demasiado rápido. Esto sucedió en particular durante la erupción de Nyiragongo en Zaire (ahora República Democrática del Congo). En la noche del 10 de enero de 1977, se rompió la pared de un cráter y se drenó un lago de lava fluida en menos de una hora. El flujo resultante aceleró por las empinadas laderas a una velocidad de hasta 100 km / h (62 mph) y abrumó varias aldeas mientras los residentes dormían. Como resultado de este desastre, la montaña fue designada Volcán de la Década en 1991.

Las muertes atribuidas a los volcanes con frecuencia tienen una causa diferente, por ejemplo, eyección volcánica, flujo piroclástico de un domo de lava que se derrumba, lahares, gases venenosos que viajan por delante de la lava o explosiones causadas cuando el flujo entra en contacto con el agua. Un área particularmente peligrosa se llama banco de lava. Este suelo muy joven generalmente se desprenderá y caerá al mar.

Las áreas de flujos de lava recientes continúan representando un peligro mucho después de que la lava se haya enfriado. Donde los flujos jóvenes han creado nuevas tierras, la tierra es más inestable y puede romperse en el mar. Los flujos a menudo se agrietan profundamente, formando abismos peligrosos, y una caída contra la lava ʻaʻā es similar a caer contra un vidrio roto. Se recomiendan botas resistentes para caminar, pantalones largos y guantes al cruzar flujos de lava.

Desviar un flujo de lava es extremadamente difícil, pero se puede lograr en algunas circunstancias, como se logró parcialmente en Vestmannaeyjar, Islandia. El diseño óptimo de barreras simples y de bajo costo que desvían los flujos de lava es un área de investigación en curso.

Ciudades destruidas por flujos de lava

• Las aldeas nisga'a de Lax Ksiluux y Wii Lax K'abit en el noroeste de la Columbia Británica, Canadá, fueron destruidas por flujos de lava espesa durante la erupción del Tseax Cone en el siglo XVIII.
• Garachico en la isla de Tenerife fue destruido por la erupción de Trevejo (1706) (reconstruido)
• Cagsawa, Filipinas, enterrada por la erupción de lava del volcán Mayon en 1814.
• Keawaiki, Hawái 1859 (abandonado)
• San Sebastiano al Vesuvio, Italia Destruido en 1944 por la erupción más reciente del Monte Vesubio durante la ocupación aliada del sur de Italia. (reconstruido)
• Koae y Kapoho, Hawái, fueron destruidos por la misma erupción de Kīlauea en enero de 1960. (abandonado)
• Kalapana, Hawái, fue destruida por la erupción del volcán Kīlauea en 1990. (abandonada)
• Kapoho, Hawái, se inundó en gran parte por la lava en junio de 2018, y su subdivisión Vacationland Hawaii quedó completamente destruida.

Ciudades dañadas por flujos de lava

• Catania, Italia, en la erupción del Etna de 1669 (reconstruida)
• Sale'aula, Samoa, por las erupciones del monte Matavanu entre 1905 y 1911
• Mascali, Italia, casi completamente destruida por la erupción del Monte Etna en 1928 (reconstruida)
• Parícutin (pueblo que dio nombre al volcán) y San Juan Parangaricutiro, México, por Parícutin de 1943 a 1952.
• Heimaey, Islandia, en la erupción de Eldfell de 1973 (reconstruida)
• Piton Sainte-Rose, isla Reunión, en 1977
• Royal Gardens, Hawái, por la erupción del Kilauea en 1986-1987 (abandonado)
• Goma, República Democrática del Congo, en la erupción del Nyiragongo en 2002
• Los Llanos de Aridane (Todoque neighbourhood) and El Paso (El Paraíso neighbourhood) on La Palma in the 2021 Cumbre Vieja volcanic eruption

Pueblos destruidos por la tefra

La tefra es lava en forma de ceniza volcánica, lapilli, bombas volcánicas o bloques volcánicos.

• Pompeya, Italia en la erupción del Monte Vesubio en el 79 d.C.
• Herculano, Italia en la erupción del Monte Vesubio en el 79 d.C.
• Cerén, El Salvador en la erupción de Ilopango entre 410 y 535 d.C.
• Isla Sumbawa, Indonesia en la erupción del Monte Tambora en 1815
• Plymouth, Montserrat, en 1995. Plymouth era la capital y único puerto de entrada de Montserrat y tuvo que ser abandonada por completo, junto con más de la mitad de la isla. Sigue siendo la capital de jure.