As erupções vulcânicas variam desde extrusões de fluxos de lavas até explosões extremamente violentas de fragmentos de rochas vulcânicas e gases. Esta variabilidade eruptiva é amplamente relacionada com a composição do magma que está sendo erupcionado, aliado a viscosidade, a temperatura e a quantidade de água presente. Os tipos de erupções determinam os tipos de fluxos de lava e material vulcanoclástico erupcionados e os seus volumes relativos, consequentemente influindo na forma e tamanho dos vulcões.
Utiliza-se o termo pulso eruptivo tanto para uma explosão com pluma eruptiva como também para extrusão de um fluxo de lava. Um pulso eruptivo pode durar uns poucos segundos até alguns minutos. Uma fase eruptiva pode durar algumas horas até dias, consistindo de numerosos pulsos eruptivos que podem alternarem-se entre explosões e fluxos de lava. Uma erupção vulcânica ou episódio eruptivo é composta de muitas fases eruptivas, que podem persistir alguns dias, meses ou anos. Durante uma erupção os estilos de atividades e tipos de produtos vulcânicos podem variar em minutos ou horas, dependendo das variações na composição do magma, voláteis ou em outras condições na câmara magmática ou no conduto.
Tipos de Erupções Vulcânicas: Efusivas ou Explosivas
Erupções vulcânicas podem ser efusivas ou explosivas (piroclásticas). Há um espectro de variação entre erupções efusivas e erupções explosivas ou piroclásticas. A natureza da erupção como o tipo de explosividade depende das propriedades do magma e como ele é armazenado, a razão de ascensão do magma e condições ambientais, tais como a pressão confinante sobre o corpo magmático e se houve um aporte externo de água ao magma.
Erupções efusivas produzem fluxos de lavas e ocorrem se o conteúdo de elementos voláteis do magma que está erupcionando é baixo em relação a pressão do ambiente. O conteúdo de elementos voláteis do magma pode ser baixo originalmente ou pode estar baixo devido a uma lenta perda dos gases da câmara magmática ou se os voláteis tenham sido usados em alguma erupção explosiva inicial. Magmas de baixa viscosidade podem facilmente perder os elementos gasosos e comumente alcançam a superfície com fluxos de lavas. Magmas de mais alta viscosidade podem perder os elementos voláteis através de fraturas nas paredes do conduto ou quando a atividade explosiva remove o conteúdo de voláteis do topo de uma câmara magmática. Os fluxos de lavas originados em erupções efusivas de magmas silicosos não conseguem se movimentar por longas distâncias, devido a elevada viscosidade, e tipicamente formam domos de lavas.
Erupções explosivas ou piroclásticas são produzidas pela geração e expansão rápida da fase gasosa que se separa do magma. Para a fragmentação explosiva ocorrer a fase gasosa deve ser capaz de expandir instantaneamente. As explosões governadas pela fase gasosa pode ser originada em dois caminhos: (i) rápida separação e descompressão da fase gasosa; (ii) através da interação entre magma e água externa.
Erupções vulcânicas explosivas comumente envolvem três estágios: (1) fragmentação do magma e/ou junto com as rochas encaixantes; (2) erupção da massa fragmentada através de um conduto na atmosfera ou hidrosfera (dentro d´água); e (3) transporte e deposição das partículas vulcânicas.
Duração e Auge das Erupções Vulcânicas
Algumas erupções claramente persistem por um longo período de tempo, como a espetacular exibição pirotécnica do vulcão italiano Stromboli que dura aproximadamente 2.500 anos. Aproximadamente 16 vulcões tem erupcionado mais ou menos constantemente durante os últimos 30 anos: Stromboli e Etna (Itália); Erta Ale (Etiópia); Manam, Langila e Bagana (Papua Nova Guiné); Yasur (Vanuatu); Semeru e Dukono (Indonésia); Suwanose-jima e Sakura-jima (Japão); Santa Maria e Pacaya (Guatemala); Arenal (Costa Rica); Sangay (Equador) e Erebus (Antártica). Entretanto, outras erupções terminam rapidamente: 10% duram menos que um único dia, muitas terminam em menos de 3 meses e algumas poucas persistem por mais de 3 anos. A duração média de uma erupção é de aproximadamente 7 semanas.
De particular importância para propostas de mitigação de perigos vulcânicos é o intervalo de tempo entre o começo de uma erupção e sua fase culminante. Algumas erupções famosas (por exemplo, Krakatoa, 1883; Sant Helens, 1980; e Pinatubo, 1991) atingiram seu auge alguns meses após o começo da atividade eruptiva, sugerindo que os vulcões provêm seus próprios alertas e que o monitoramento contínuo de vulcões perigosos é desnecessário. Essa sugestão é completamente errada, pois muitas explosões catastróficas proporcionam muito poucos sinais de alerta. Muitas erupções observadas alcançaram seu clímax dentro do primeiro dia e grande parte na primeira semana. Onde os dados são disponíveis, em erupções que atingiram o auge da atividade no primeiro dia, em aproximadamente 50% dos casos a fase culminante ocorreu somente uma hora depois do começo da erupção.
A erupção do vulcão Tambora (Indonésia), em 1815, proporcionou soberbas lições sobre a duração das erupções. Uma atividade eruptiva moderada que persistiu por aproximadamente 3 anos foi seguida por uma erupção dramática, com a nuvem de cinzas atingindo uma altura estimada de 33 km, mas ainda isso não foi o clímax da erupção. Após uma calmaria de 5 dias, a nuvem eruptiva culminante alcançou uma altura estimada de 44 km e provocou 3 dias de escuridão total a 500 km de distância do vulcão e mais de 60.000 pessoas morreram como resultado dessa erupção. É compreensivelmente difícil de manter a atenção do público para os perigos decorrentes de uma erupção vulcânica durante uma longa atividade de baixo nível, mas é perigoso assumir que o pior passou após uma fase inicial explosiva. Portanto, predizer quando uma erupção termina é muito mais difícil do que predizer seu começo.
Padrão das Erupções Vulcânicas
O aumento do número de vulcões ativos nos últimos 500 anos provavelmente é relacionado com a expansão da população terrestre e das comunicações. Esta expansão representa um acréscimo nas informações sobre erupções vulcânicas, ao invés de um aumento na freqüência do vulcanismo global.
Magnitude e Freqüência das Erupções Vulcânicas
Como os terremotos, a freqüência das erupções decresce com o aumento na magnitude das erupções. Há muitas erupções pequenas, algumas de magnitude moderada e poucas grandes. A melhor maneira de visualizarmos essas características é através de uma escala de magnitude e freqüência, denominada de Índice de Explosividade Vulcânica (VEI), baseada no volume de tefra vulcânica emitida. Desse modo, uma erupção suave do tipo Havaiana e/ou Estromboliana, classificada como VEI 1, ocorre em escala diária; erupção explosiva do tipo Estromboliana e/ou Vulcaniana (VEI 2) ocorre semanalmente; uma erupção severa do tipo Vulcaniana (VEI 3) acontece anualmente; erupção cataclísmica do tipo Vulcaniana e/ou Pliniana (VEI 4) ocorre em uma escala de uma em décadas; erupção Pliniana paroxismal (VEI 5) e Pliniana e/ou Ultrapliniana colossal (VEI 6) acontece em uma escala de uma em centenas de anos; erupção Ultrapliniana super colossal (VEI 7) ocorre uma em milhares de anos; e, por fim, uma erupção Ultrapliniana megacolossal classificada como VEI 8 acontece uma em dezenas de milhares de anos.
Intervalo e Magnitude (Individual) das Erupções Vulcânicas
As pessoas que vivem em regiões vulcânicas normalmente estão interessadas em quanto tempo um determinado vulcão poderá permanecer inativo e que tipo de erupção poderá ocorrer quando ele começar a mostrar sinais de atividade. Tais informações podem somente ser obtidas a partir de estudos detalhados e monitoramento, mas o registro vulcanológico provém algumas orientações que são úteis e sensatas. Um dos contribuintes principais para grandes perdas humanas devido a erupções vulcânicas é o fato que o intervalo de repouso entre erupções é muito mais longo do que os registros históricos em muitas partes do mundo. Muitas erupções de pequena explosividade acontecem após intervalos de repouso de somente 1 a 10 anos, mas com o aumento do intervalo de tempo a explosividade aumenta significativamente. Longos períodos de repouso precedem grandes erupções, e em regiões onde os registros históricos são curtos a população é comumente pega de surpresa. Os resultados são muitas vezes trágicos.
Nos últimos dois séculos há uma média de uma ou duas erupções por ano de vulcões com nenhuma atividade histórica anterior. Outros vulcões têm erupcionado após centenas de anos de inatividade. Devido ao fato que o potencial de destruição desses vulcões muitas vezes não foi reconhecido, e por que erupções violentas seguem longos períodos de inatividade, estes eventos incluem alguns dos maiores desastres naturais.
O estudo da vulcanologia tende a ser concentrado em vulcões famosos por sua atividade eruptiva ou pela sua topografia fotogênica, mas não devemos negligenciar os vulcões não famosos, espessamente vegetados e que não possuem nenhuma atividade histórica. Como o vulcão Lamigton em Papua Nova Guiné e o vulcão Pinatubo nas Filipinas, eles provavelmente são os mais perigosos de todos.
Nomeando as Erupções Vulcânicas
As erupções vulcânicas são tradicionalmente descritas por um certo número de termos de acordo com alguns estilos de atividades vulcânicas, nomeadas geralmente após uma atividade ter sido observada pela primeira vez, em um vulcão individual ou em áreas vulcânicas, ou do qual o estilo eruptivo é pensado ser característico. Exemplos desse tipo incluem as erupções Havaianas (observadas normalmente em vulcões havaianos), Estrombolianas (vulcão Stromboli, Itália), Vesuvianas (vulcão Vesúvio, Itália), Vulcanianas (vulcão Vulcano, Itália), Peleanas (vulcão Pelée, Martinica) e Surtseinianas (Ilha de Surtsey, Islândia). Uma exceção a isto é a erupção do tipo Pliniana, que foi chamada assim após “Plínio, o jovem” ter descrito a famosa erupção do vulcão italiano Vesúvio no ano de 79 D.C., que soterrou as cidades de Pompéia e Herculano com vários metros de materiais piroclásticos. Como pode se notar, este tipo de erupção poderia também ser chamada de Vesuviana.
Essa metodologia para a nomenclatura de erupções vulcânicas tem produzido muitos problemas. Em primeiro lugar, o estilo eruptivo pode variar durante o curso de uma erupção, e certamente durante a longa história eruptiva de um vulcão. Em segundo lugar, estilos de erupção podem ocorrer em outros locais do que naqueles lugares usados para nomear o estilo da erupção em particular. Além disso, os nomes são usados para definir fases individuais de uma erupção, como também usados para a seqüência inteira de eventos que compõe uma erupção polifásica por exemplo.
Entretanto, esses termos são de uso corrente na literatura geológica e não é fácil que eles sejam abandonados. Para fugir das complicações acima descritas, VULCANOtícias prefere aplicar estes termos somente para aquelas erupções nas quais a fase dominante representa claramente um desses estilos. Nesse texto, as erupções vulcânicas são classificadas em: Havaianas, Estrombolianas, Vulcanianas, Plinianas, e Hidrovulcânicas (Freáticas e Freatomagmáticas).
Erupções Havaianas e Estrombolianas – Esses dois tipos de erupções, são as menos violentas, e talvez as mais majestosas, formas de vulcanismo. Suas intensidade, magnitude e poder dispersivo são conseqüências da baixa viscosidade do magma erupcionado, tipicamente basáltico (em erupções Havaianas) ou andesito-basáltico (em erupções Estrombolianas), que permite ao gás contido no seu interior segregar-se do líquido magmático e escapar com relativa facilidade. Atualmente, acredita-se que há um contínuo entre as erupções Havaianas e Estrombolianas, e não é incomum um evento vulcânico começar com o primeiro tipo e evoluir para o segundo.
As Erupções Havaianas começam com um enxame de terremotos e soerguimento no terreno, devido à presença de magma próximo à superfície, o que provoca a formação de fissuras no solo. Quando o magma atinge essas fissuras, os condutos espalham-se ao longo destas criando uma parede lava (curtain of fire), que pode estender-se por quilômetros. O gás é liberado em explosões rítmicas e discretas que podem evoluir para a formação de fontes de lava. Gradualmente, em um período de horas até dias, devido ao resfriamento diferencial, partes da fissura são seladas, e a fonte linear original de lava que se espalhava por toda a fissura colapsa e torna-se uma fonte única que ascende acima do agora conduto central. Durante episódios de formação de fontes de lavas, o conduto expele aproximadamente 50-1.000 m3/s de lava, que atingem normalmente alturas entre 100-500 metros e ocasionalmente alturas mais elevadas. Na erupção do vulcão japonês Izu-Oshima de 1986-1987, fontes de lava incomumente altas alcançaram mais de 1.600 metros de altura.
A estrutura da fonte de lava é constituída por uma jato contínuo de gás que carrega no seu interior coágulos fundidos de lava que variam em tamanho desde centímetros até metros. As temperaturas de erupção no interior das fontes de lava alcançam entre 1.100oC e 1.200oC. A maior parte da lava extrudida por estas fontes caem no terreno em uma condição ainda fluida, coalescem e movem-se como fluxos de lava. Se as fontes possuem pequena quantidade de gases, a maior parte da lava extrude quietamente desde o conduto como fluxos de lava. Ainda que o jato de gás e magma seja contínuo, a explosão de bolhas de gases provoca a ascensão de pulsos incandescentes através do núcleo da fonte em intervalos de 1 a 5 segundos. As fontes de lava são sustentadas devido ao fato da ascensão das bolhas de gases se dar na mesma velocidade que o magma move-se para cima através do conduto central.
Normalmente, as fontes terminam sua atividade quando o magma é drenado para níveis profundos no conduto (o final de cada episódio é muitas vezes abrupto quando comparado ao período do começo da atividade), e então gradualmente, em um período de algumas horas até dias, o material magmático ascende novamente para níveis superficiais, enchendo o conduto, como preparação para um novo evento. Quando próximo da superfície, o nível de magma no conduto pode começar a aumentar e decrescer ritmicamente devido à ascensão, segregação e liberação de grandes bolhas de gases. Com isso, o topo da coluna começa a fazer uma grande espuma e as fontes espalham-se através das fissuras e um novo episódio começa.
Não é incomum que sucessivos episódios de fontes de lavas evoluam para uma fase contínua de efusão de lava antes da erupção finalmente terminar. A atual erupção do vulcão Kilauea, que começou em 1983 nos condutos Pu´u´O´o e Kupaianaha e que se estende até os dias de hoje, é o melhor exemplo da transição entre vulcanismo explosivo e efusivo comum em erupções basálticas. A fissura inicial aberta no flanco do vulcão Kilauea foi seguida por três anos de elevadas fontes de lava erupcionadas em uma média de 25 dias. Estes eventos transicionaram em 1986 para uma quase contínua efusão de lava, que persiste por mais de uma década e meia até os dias de hoje.
As Erupções Estrombolianas tem seu começo marcado por uma erupção fissural do tipo Havaiana ou, alternativamente, uma explosão Vulcaniana de rochas e cinzas (que normalmente desentope e limpa o conduto). O magma envolvido é muitas vezes de viscosidade mais elevada do que em erupções havaianas, por causa da temperatura mais baixa (em média 1.000oC) e o envolvimento de magmas levemente mais silicosos. A liberação dos gases é episódica, levando a grandes pressões, erupções mais intensas e um grau maior de quebramento do magma (o que leva a um tamanho de fragmentos menores) com relação às erupções havaianas. Antes de cada erupção, os gases acumulam-se no conduto em uma grande bolha que ascende para às porções superiores da coluna magmática. A bolha aumenta e eventualmente explode, acompanhada por um forte barulho, expelindo uma “chuva” de fragmentos vulcânicos (que variam desde centímetros até mais de metro) e gases.
Geralmente, o fluxo de gás em relação ao conteúdo de lava em erupções Estrombolianas é consideravelmente maior do que em erupções Havaianas, principalmente porque a coluna de lava envolvida na atividade Estromboliana é confinada apenas a um conduto vulcânico. Análises das trajetórias balísticas dos fragmentos em alguns vulcões mostram que esses saem do conduto em ângulos de 45o até mais de 75o com relação à horizontal, atingindo velocidades entre 40-100 m/s e alcançando alturas maiores do que 100 metros.
Ocorrem caracteristicamente em intervalos quase regulares. Atividade próxima do contínuo no vulcão italiano Stromboli, por exemplo, produz uma média de 3-5 explosões por hora. Raros episódios violentos nesse vulcão exibem ciclos de 100 até 1.000 explosões por hora.
As Erupções Vulcanianas são pequenas a moderadas explosões vulcânicas que lançam materiais a menos de 20 km de altura e distâncias de até 5 km, cujas durações variam entre segundos e minutos. Estas erupções são caracterizadas por discretas e violentas explosões, por ejeções balísticas de blocos e bombas, por ondas de choque atmosféricas, pela emissão de tefra (materiais de todos os tipos e tamanhos que são erupcionados a partir de uma cratera ou conduto vulcânico e depositados pela gravidade) e por depósitos que variam grandemente na percentagem entre componentes juvenis (material piroclástico derivado diretamente de um magma que alcança a superfície) e não juvenis (materiais piroclásticos não diretamente ligados ao magma em erupção). Os componentes juvenis são compostos de magma fragmentado que varia em composição entre andesitos e dacitos.
São muitas vezes associadas com magmas andesíticos e dacíticos. A elevada viscosidade desses magmas faz com que seja difícil para os gases exsolvidos escaparem, levando ao aumento da pressão gasosa e erupções explosivas violentas.
As erupções descritas como vulcanianas geralmente ocorrem nas crateras de cume de Vulcões Compostos, e em alguns casos, em crateras constituídas por lagos ou domos de lava. Essas explosões, são identificadas em algumas ocasiões como precursoras de erupções Plinianas, durante os estágios iniciais de tais erupções. Entretanto, uma erupção Vulcaniana pode ser um único evento explosivo ou ocorrer como uma série de episódios eruptivos. Muitas vezes as erupções Vulcanianas são associadas com o crescimento de domos de lava, como no vulcão Soufriere Hills (Ilha de Montserrat, Caribe), e com a geração de fluxos piroclásticos originados a partir do colapso do domo vulcânico.
A natureza explosiva dos eventos vulcanianos tem sido atribuída a três mecanismos principais. O primeiro é a ruptura frágil de uma capa de rocha forte e impermeável abaixo da qual os gases magmáticos acumularam-se. Outra hipótese envolve a exsolução de gases magmáticos em um sistema magmático fechado em profundidade. Um terceiro mecanismo envolve a interação do magma em ascensão com água externa, tais como erupção em lagos de cratera.
Exemplos de erupções Vulcanianas têm ocorrido nos vulcões Vulcano (Itália), Ngauruhoe (Nova Zelândia), Sakura-jima (Japão), Galeras (Colômbia), Soufriere Hills (Ilha de Montserrat, Caribe) e Tavurvur (Papua Nova Guiné).
As Erupções Plinianas são caracterizadas essencialmente por eventos de alta energia, relativamente estáveis, no qual um fluxo, turbulento e contínuo, de magma fragmentado e gases é liberado através de um conduto vulcânico para a atmosfera. As erupções Plinianas são geralmente iniciadas pelo fraturamento das rochas que cobrem um reservatório magmático crustal com a subseqüente ascensão do magma. Um dos fatores que provoca o fraturamento das rochas acima de um conduto vulcânico pode ser relacionado com o aumento da pressão interna devido ao deslocamento do magma desde regiões mais profundas para locais mais superficiais da crosta terrestre. O deslocamento para porções com menores pressões litostáticas provoca a formação e crescimento de bolhas de gases (por decréscimo na pressão e exsolução gasosa) no líquido magmático. Quando a quantidade de bolhas atinge um limite crítico (75%), a fase gasosa separa-se completamente da porção magmática aumentando grandemente a pressão interna. A pressão gasosa pode ser aumentada também pela cristalização de fases anidras no magma. Outros fatores relacionados com o fraturamento são a mistura de diferentes magmas, assimilação de porções da crosta ou fatores externos, tais como terremotos tectônicos. A aceleração e o aumento do volume dos fluidos exsolvidos resulta na fragmentação do magma, que é ejetado como uma dispersão de fragmentos sólidos e coágulos de magma.
Estas erupções explosivas espetaculares são associadas normalmente com magma de composição andesítica até riolítica (com quantidades de voláteis mais elevados do que termos mais básicos) que tipicamente erupcionam em Vulcões Compostos concentrados ao longo de margens convergentes de placas litosféricas. A elevada viscosidade desses magmas faz com que seja complicado para o conteúdo gasoso separado escapar, levando ao aumento da pressão gasosa e, portanto, a erupções explosivas muito violentas. Portanto, a dinâmica de uma erupção Pliniana requer magmas de elevada viscosidade e elevado conteúdo de voláteis (gases magmáticos). Composições mais básicas são consequentemente muito mais raras e incomuns nesses eventos, entretanto, elas podem ocorrer ocasionalmente em vulcões fundamentalmente basálticos onde a câmara magmática torna-se diferenciada e zonada, criando um topo silicoso.
Em vez de produzir discretas explosões como as erupções Estrombolianas e Vulcanianas, as erupções Plinianas geram colunas eruptivas estáveis. Ainda que difira marcantemente das erupções Havaianas, as erupções Plinianas são similares a estas no sentido de ambas erupções geram plumas eruptivas estáveis (fontes de lava nas erupções Havaianas). Nos dois estilos de erupção, as plumas eruptivas são mantidas devido ao fato que a ascensão das bolhas de gases se dá na mesma velocidade que o magma move-se para cima através do conduto central.
Durante fases Plinianas, a mistura de gases e partículas (juvenis e da parede do conduto) é emitida a partir de um conduto a velocidades entre 100 e 400 m/s enquanto o volume de material ejetado varia entre 0,1 e 10 km3. As erupções Plinianas geram grandes colunas eruptivas, algumas alcançando aproximadamente 45 km de altura. Estas colunas eruptivas produzem uma dispersão generalizada de tefra que cobre grandes áreas com cinzas e púmice.
As regiões que circundam erupções Plinianas são também sujeitas a fluxos piroclásticos e lahares. O ocasional colapso da coluna eruptiva poderá gerar fluxos piroclásticos quentes que descem pelos flancos do vulcão a grandes velocidades (100-300 km/h). Lahares são gerados quando grandes quantidades de água, geradas pelo derretimento da neve e gelo, são misturados com as partículas vulcânicas e descem os flancos da montanha através de ravinas e canais fluviais.
No último século, uma dezena de eventos Plinianos ocorreram, destacando-se as erupções do Novarupta (Alaska, 1912), Sant Helens (E.U.A, 1980), El Chichon (México, 1982) e Pinatubo (Filipinas, 1991).
As Erupções Hidrovulcânicas são eventos vulcânicos gerados pela interação de magma quente e água são coletivamente chamados de erupções Hidrovulcânicas. A água pode ser um reservatório subterrâneo ou um corpo superficial (um lago interno a uma cratera ou caldeira, lagos em ambientes não vulcânicos ou água do mar). O efeito imediato é o superaquecimento, ebulição, volatilização, aumento da pressão gasosa da água externa, e por conseguinte, na pressão confinante, permitindo à expansão explosiva dos gases produzidos. Assim, a energia térmica do magma é transferida em energia mecânica. A intensidade da atividade é controlada pela razão água/magma e pela quantidade de aquecimento da água. As erupções Hidrovulcânicas são subdivididas em Freáticas e Freatomagmáticas.
Erupções Hidrovulcânicas Freáticas – Nesse tipo de erupção Hidrovulcânica a interação entre a água externa e o magma é pequena. São erupções dirigidas somente pela explosão de vapores que resultam do contato entre água ou terreno frio com o rocha quente ou magma. A feição distintiva das explosões freáticas é que somente fragmentos da rocha pré-existente no conduto vulcânico são envolvidos na erupção; nenhum magma novo é erupcionado. A atividade freática é normalmente fraca, mas pode ser muito violenta em alguns casos, como a erupção de 1965 do vulcão Taal nas Filipinas.
Erupções Hidrovulcânicas Freatomagmáticas – Esse tipo de erupção ocorre quando a interação entre a água externa e o magma é maior, produzindo significantes erupções explosivas de materiais magmáticos impelidas por voláteis magmáticos e externos. A erupção é provocada pelo aumento no grau de superaquecimento e transferência de energia. Como resultado, o grau de fragmentação do magma é muito alto e a atividade explosiva poderá ser muito intensa. Grandes volumes de fragmentos piroclásticos podem ser formados, e colunas eruptivas significantes podem ser produzidas. Esse tipo de erupção também é conhecida como Surtseiniana ou Freatoplinianas. A erupção do vulcão Surtsey (Islândia, 1963) é um dos exemplos desse tipo de atividade.
Referências bibliográficas utilizadas na confecção do texto acima:
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Páginas da Web consultadas e informações utilizadas na confecção do texto:
Camp, V. How Volcanoes Work
Fischer, R. V. The Volcano Information Center
