vulcanología
invierno volcánico es la reducción de temperatura motivada por ceniza volcánica y motas de ácido sulfúrico obstaculizando el paso de los rayos del Sol. Este fenómeno suele originarse tras una erupción volcánica.
Consecuencias sobre los seres terrestres
Los inviernos volcánicos pueden causar un fenómeno denominado como cuello de botella, es decir, una caída drástica en la variedad de especies animales seguido, de forma inmediata, por un período de gran divergencia genética (conocido como diferenciación) entre los supervivientes. Según el antropólogo Stanley Ambrose, este tipo de sucesos disminuyen el tamaño de la población "a niveles lo suficientemente bajos para dar pie a cambios evolutivos, los cuales se producen de forma más acelerada en poblaciones reducidas dando lugar a una diferenciación de la población"[cita requerida].
Casos pasados de inviernos volcánicos
Se ha sugerido que un invierno volcánico ocurrió hace entre 71.000–73.000 años tras una súpererupción en el lago Toba en la isla indonesia de Sumatra. Los 6 años subsiguientes se concentró la mayor cantidad de azufre volcánico de los últimos 110.000 años, causando, probablemente, una deforestación significante en el sudeste asiático enfriando la temperatura global de la Tierra en 1 °C.1 Algunos científicos barajan la hipótesis de que la erupción causó una vuelta inmediata a un clima glacialacelerando la glaciación continental que venia ocurriendo, causando una reducción masiva de población de ambos, animales y seres humanos. Otros son de la opinión de que los efectos climáticos de la erupción fueron demasiado débiles y cortos como para tener semejante impacto sobre la población humana del momento.2
Esto, junto con el hecho de que las mayores diferenciaciones en la raza humana ocurrieron en el mismo periodo, lleva a pensar en el efecto de cuello de botella ya comentado asociado a un invierno volcánico. Las supererupciones con masas eruptivas totales de al menos 1015 kg (la de Toba fue de 6.9 × 1015 kg) ocurren, de media, cada millón de años.3
Casos recientes de inviernos volcánicos
La lista de inviernos volcánicos recientes es algo más modesta pero sus efectos, han sido significantes. Benjamin Franklin sugirió en una publicación en 1783 que el inusualmente frío verano de 1783 se debió a polvo volcánico procedente de Islandia, donde la erupción del volcán Laki liberó enormes cantidades de dióxido de azufre, resultando en la muerte de una parte importante de laganadería y provocando un hambruna que acabó con una cuarta parte de la población. Las temperaturas cayeron aproximadamente 1 °C en el hemisferio norte al año siguiente de la erupción.
Los sucesos meteorológicos extremos en 535-536 fueron, con probabilidad, asociados a una erupción volcánica.
En 1600, erupcionó el Huaynaputina en Perú. Estudios a partir de los anillos de troncos de árbol muestran que 1601 fue un año frío.Rusia padeció la mayor hambruna entre 1601-1603. Entre 1600-1602, Suiza, Letonia y Estonia tuvieron inviernos excepcionalmente fríos. La vendimia en Francia en 1601 fue tardía y casi nula en Perú y Alemania. Los melocotoneros florecieron más tarde de lo normal en China y elLago Suwa en Japón se heló de forma prematura.4
La erupción de 1815 del Tambora, un estratovolcán en Indonesia, ocasionó heladas en pleno verano en el Estado de Nueva York y nieve en Nueva Inglaterra en lo que se conoció como el Año sin verano de 1816.
En 1883, la explosión de Krakatoa también creó un condiciones similares a la de un invierno volcánico. Los cuatro años siguientes a la explosión fueron inusualmente fríos, y el invierno de 1888 fue la primera vez que nevó en esa parte del mundo. Se registraron nevadas record en muchas partes del mundo.
Más recientemente, en 1991 la explosión del Monte Pinatubo, otro estratovolcán en las Filipinas, provocó una bajada de las temperaturas globales durante 2 o 3 años.
Con el Calbuco aún en actividad y registrando 2 erupciones en 24 horas, ninguna institución ha despegado los ojos del volcán que llegó al nivel más alto de su actividad explosivamente la tarde del miércoles. Este volcán ha estado inactivo durante casi medio, desde su última erupción en 1972, y es considerado uno de los tres principales volcanes más peligrosos de los 90 volcanes activos de Chile.
Las corrientes de cenizas han alcanzado lo sectores de Río Negro y Neuquén, en Argentina, y se espera que en las próximas horas lleguen también a Santiago, ubicado a casi 1.000 kilómetros de la región de Los Lagos donde se encuentra el volcán.
Mientras las autoridades han logrado evacuar a más de 6.500 personas que viven en las cercanías, cancelar vuelos y distintas organizaciones se movilizan para ir en rescate de los animales, las impactantes imágenes de este fenómeno natural recorren el mundo alertando a los expertos.
Uno de ellos es el meteorólogo de The Weather Channel, Dr. Michael Ventrice, quien en su blog personal publicó una serie de posibles implicancias que podría tener la erupción del Calbuco en el clima de Chile e incluso a nivel global.
Una de sus observaciones considera la gran altura a la que llegó lacolumna de humo, la que sobrepasó la atmósfera y llegó al nivel más alto de la estratósfera inferior. Esto, según Ventrice, podría generar un "Invierno Volcánico" hasta el 2017, basándose en diversos artículos académicos que han descubierto que grandes erupciones volcánicas pueden provocar alrededor de un año de enfriamiento global.
Esto ocurre cuando las corrientes atmosféricas arrastran a las partículas de polvo y cenizas alrededor del mundo, formando una especie de capa que refleja la radiación solar hacia el espacio exterior, en vez de dejarla traspasar la tropósfera y llegar a la superficie de la Tierra.
El último ejemplo de este hecho ocurrió en 1991, luego de la erupción del Monte Pintaubo, en Filipinas, a la que le siguió un enfriamiento global de entre 2 y 3 años. Como resultado de este enfriamiento, el nivel del océano bajó 5 milímetros.
Con el fin de educar a la población, el Servicio Nacional de Geología y Minería (Sernagemin) ha publicado un glosario con 50 términos técnicos. Según la institución, los conceptos más buscados son "tremor" y "erupción estromboliana".
Los lacolitos son plutones concordantes que se forman cuando el magma intruye en un ambiente cercano a la superficie. Son similares a los sill, ya que se forman cuando el magma se introduce entre capas sedimentarias a escasa profundidad, pero a diferencia de estos, el magma que los genera es más viscoso (félsico) por lo que forma una masa lenticular que deforma los estratos superiores. Se han encontrado activos en la Tierra, en Venus y en Titán.
Lacolito
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Intrusión de magma que no alcanza la superficie y genera una acumulación alargada que deforma las rocas que se sitúan por encima de ella. Los lacolitos se emplazan a poca profundidad. Pueden dar lugar a la aparición de procesos hidrotermales y al desarrollo de erupciones freáticas.
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Lacolitos
Los lacolitos son cuerpos ígneos emplazados en rocas estratificadas cuyas relaciones de contacto son, en su mayor parte, concordantes. Generalmente el piso es plano, mientras que el techo es convexo hacia arriba, conjuntamente con las capas de la roca de caja que acompañan su convexidad. En planta tienen secciones groseramente circulares o en forma de lengua. Se emplazan preferentemente en los niveles superiores de la corteza, ya sea en rocas sedimentarias o volcánicas. En numerosos casos los lacolitos forman parte del aparato volcánico, intercalándose entre los bancos extrusivos. La denominación de lacolito se popularizó a partir del trabajo de Gilbert (1877, Fig. 1), quien fue el que describió en detalle y resumió las características más destacables de estos cuerpos. Las secciones exhibidas por este autor fueron consideradas como el paradigma de un lacolito. Otros cuerpos ígneos con formas y relaciones con la caja similares a los lacolitos son los facolitos y los lopolitos, que se describirán más adelante.
El magma que alimenta un lacolito asciende a través de un conducto o canal alimentador. Al llegar a un cierto nivel de la corteza interrumpe su ascenso vertical y comienza a escurrirse lateralmente. En este aspecto, los lacolitos son similares a los filones capa. Pero se diferencian de ellos por la presión que ejerce el magma sobre la roca de caja, que se traduce en una forma con tendencia a ser globosa. En la Fig. 2 se muestran en forma idealizada los esfuerzos que se desarrollan en el entorno de un lacolito durante su intrusión (Kerr y Pollard, 1998). Para que el lacolito pueda crecer, los esfuerzos magmáticos deben superar a la carga y flexionar hacia arriba las capas de la roca de caja.
Los lacolitos pueden confundirse con pequeños plutones porque en muchos casos las formas de las secciones en planta de ambos son similares. La principal diferencia consiste en que los lacolitos tienen un escaso desarrollo vertical, mientras que por el contrario, los plutones poseen un gran desarrollo en profundidad. Un lacolito puede ser identificado con precisión cuando se puede reconocer el piso. En los casos que el piso no se encuentra expuesto, se lo puede identificar, en forma indirecta, al considerar el conjunto de cuerpos ígneos a los cuales está asociado. Si predominan filones capa y/o lacolitos de menores dimensiones es altamente probable que el cuerpo en cuestión sea un lacolito. Otra de las características distintivas de los lacolitos es el domamiento de las capas por encima del techo, y que es causado por la intrusión del cuerpo.
Con cierta frecuencia en el interior de los lacolitos se conservan tabiques de la roca de caja, los cuales mantienen el mismo rumbo e inclinación que afuera del lacolito. Un hermoso ejemplo de estos tabiques se encuentra en el lacolito dacítico del Cerro Blanco de Zonda (Fig. 3 y Lámina 1), intruido en las areniscas rojas continentales del Mioceno (Leveratto, 1968). Este lacolito forma parte del centro volcánico de Ullum, pero se encuentra en una porción externa del mismo.
Por esta razón se emplazó en las citadas areniscas, que conforman el entorno de dicho centro volcánico. En este mismo distrito, otros lacolitos se emplazan en las rocas pertenecientes al mismo volcán.
En un distrito ígneo es frecuente encontrar la asociación de lacolitos con filones capa y/o con cuerpos transicionales entre ambos. Por este motivo es importante poder distinguir entre unos y otros. Los criterios que han empleado algunos autores para distinguir lacolitos de filones capa se basan en : 1) el espesor, 2) el tamaño del cuerpo y 3) la forma del techo. Billings (1972) separó a los lacolitos de los filones capa por la relación del diámetro respecto al espesor. Según este autor si la relación es < 10 el cuerpo es un lacolito y si es mayor es un filón capa. De acuerdo con Corry (1988) los lacolitos tienen espesores mayores a 30 m, mientras que en los
filones capa es menor a 10 m. A los cuerpos con espesores intermedios comprendidos entre 10 y 30 m los llamó protolacolitos. Otra forma de distinguir a los lacolitos de los filones capa ha sido postulada por Jackson y Pollard (1988) y se basa en el diámetro del cuerpo. Cuando este es mayor que 6 km se puede considerar que es un lacolito.
Sin embargo, y a pesar de las características distintivas expuestas por los autores mencionados, uno de los elementos característicos para la determinación de un lacolito es la convexidad
del techo, que debe estar acompañada por las capas de la roca de caja. La convexidad se produce por el abovedamiento de la caja que se deforma anelásticamente debido a los esfuerzos desarrollados por el magma durante la intrusión. La presencia de roof-pendants en la parte superior del cuerpo con estructuras concordantes con las de la caja, además de los tabiques ya mencionados, es también otro indicio para determinar la presencia de un lacolito.
Las texturas de las rocas de los lacolitos son variables y comprenden desde granulares – propias de las rocas plutónicas – y porfíricas con pastas microgranulares hasta afaníticas y, más raramente, vítreas. Entre estos dos extremos se encuentra una extensa variedad de texturas intermedias. Como es sabido, la textura depende de la velocidad del enfriamiento, que regula el nucleamiento y el crecimiento de los cristales. La disipación térmica en un cuerpo depende mayormente de su volumen y de la profundidad del emplazamiento, por lo cual los lacolitos de mayor volumen y/o más profundos exhiben texturas granulares. Por este motivo se pueden llegar a encontrar en un mismo distrito ígneo lacolitos con diversas estructuras, aún en aquellos casos en los cuales la composición sea la misma. En el distrito de Collipilli, provincia del Neuquén, los lacolitos varían desde andesíticos hasta microdioríticos (Llambías y Malvicini, 1978), con texturas que varían desde porfíricas hasta granulares. Lo mismo sucede al sur de Domuyo, Neuquén, donde los lacolitos son mayormente dioríticos (Llambías et al., 1979), aunque los de menor tamaño son de pórfidos dioríticos y pórfidos andesíticos. Muchos de ellos pasan en transición a delgados filones capa andesíticos, con texturas porfíricas y pastas afaníticas.
El desarrollo de las aureolas de contacto y de la formación de hornfels de los lacolitos depende del volumen de los cuerpos. En los lacolitos con texturas volcánicas, que indican un rápido enfriamiento, las aureolas no se traducen en la formación de hornfels, provocando solamente cambios de color en la roca de caja. En la mayoría de los casos, este cambio se debe a la oxidación del hierro, como por ejemplo ocurre en el piso del lacolito del Cerro Blanco de Zonda, expuesto en la ruta 20, que va de San Juan a Calingasta (Leveratto, 1968).
Corry (1988) ha clasificado a los lacolitos en árbol de Navidad (Christmas tree laccoliths) y en punzantes (punch laccoliths). Estos últimos son equivalentes a los denominados bismalitos por Iddings (1898). Los lacolitos en árbol de Navidad son los más frecuentes y los más fáciles de reconocer. Están caracterizados por un conjunto de lacolitos superpuestos, con sus techos convexos hacia arriba y conectados por diques (Fig. 4) que representan los canales alimentadores.
Los lacolitos punzantes o bismalitos son cuerpos aislados, con techos planos y con fracturas a ambos lados que los limitan. Son menos comunes que los anteriores y son difíciles de diferenciar de los pequeños plutones emplazados por stoping en los niveles superficiales de la corteza, por lo cual no han tenido una aceptación universal.
Ejemplos de lacolitos árbol de Navidad en nuestro país son los conjuntos de lacolitos de los cerros El Diablo y Caicayen, en el distrito de Collipilli. En cada una de estas localidades se reconocen varios lacolitos superpuestos con composiciones diorítico-andesíticas, y de 30 a 60 m de espesor. Debido a estas características estos dos cerros se destacan claramente del paisaje circundante por su mayor altura. Otro ejemplo de lacolito tipo árbol de Navidad es el del cerro Bayo de la Sierra Negra, en el centro-norte de Neuquén (González y Aragón, 2000). El lacolito principal, mayormente andesítico, está asociado a filones capa laterales, de composición basáltico-andesítica, y a un enjambre póstumo de diques radiales de composición dacítica (Fig. 5).
Los enjambres de filones capa y lacolitos en general se encuentran en cuencas sedimentarias cuyas rocas tenían una densidad relativamente baja al momento del emplazamiento, debido a una incipiente diagenización. Un notable ejemplo de esta relación es el enjambre del filones capa y lacolitos eocenos del distrito de Collipilli, Neuquén, que se encuentran emplazados en la zona de la faja plegada del Agrio. Las sedimentitas que los contienen pertenecen a las unidades que se suceden desde la Fm. Tordillo hasta la Fm. Rayoso. En la localidad de Collipilli la mayor parte de los filones capa se encuentran en la Fm. Agrio, mientras que los lacolitos se emplazaron a lo largo del contacto entre las formaciones Agrio y Rayoso, porque aprovecharon los espacios dejados por el escurrimiento de las evaporitas de la Fm. Huitrín durante su plegamiento (Llambías y Malvicini, 1978).
También los lacolitos se emplazan con frecuencia en unidades volcánicas. Su intrusión se produce, entre los bancos originados por los episodios eruptivos que construyeron el aparato volcánico. El cuerpo riolítico de la cuesta de los Terneros, que se encuentra ubicado a pocos metros al suroeste de la ruta nacional 144 que une San Rafael con Malargüe, Mendoza, es un ejemplo de un lacolito emplazado en el interior de un aparato volcánico. Tanto las rocas de su base, que es plana, como las de su techo, que está casi totalmente erodado, están constituidas por bancos de ignimbritas riolíticas. Delgados tabiques de estas rocas se encuentran en el interior del lacolito y conservan su disposición original, sin que hayan sido desplazados ni rotados.
En unos pocos casos los lacolitos han sido relacionados con la formación de calderas, como en el caso de la caldera de Solitario, Texas (Henry et al., 1997). Estos autores interpretaron que la caldera se produjo por el emplazamiento de lacolitos y de filones capa, con composiciones riolíticas peralcalinas, a traquíticas. Durante el emplazamiento del lacolito principal, que produjo un domo de 16 km de diámetro, se formaron diques anulares y otras fracturas relacionadas con el domamiento. A través de ellas el magma pudo extruirse dando origen a voluminosos flujos piroclásticos. Como consecuencia del vaciamiento de gran parte de la cámara magmática se formó una caldera de forma ovalada con un eje máximo de 6 km y uno mínimo de 2 km.
7.1. Condiciones para la formación de lacolitos.
La formación de un lacolito, o en su lugar de un filón capa, depende de la cantidad de magma disponible y de la viscosidad del mismo. Cuanto mayor es la cantidad de magma que ingresa por el conducto alimentador, mayor es la probabilidad que se forme un lacolito. Asimismo, cuanto mayor es la viscosidad del magma, mayor es la probabilidad que se forme un lacolito. Esto se debe a que la presión ejercida por el magma es proporcional a la viscosidad, la cual dificulta el escurrimiento. En general, magmas con baja viscosidad (= alta fluidez), tienden a formar filones capa en lugar de lacolitos. Esto explica la abundancia de filones capa entre las rocas básicas y la menor proporción de lacolitos con esta composición. Sin embargo, en los complejos máficos y ultramáficos de grandes dimensiones, como los grandes lopolitos, los plateau
basálticos, y en los volcanes en escudo de las islas intraoceánicas, algunas de las intrusiones laminares, de acuerdo con las definiciones de Corry (1988) y de Jackson y Pollard (1988), pueden considerarse como lacolitos debido a sus elevados espesores y diámetros.
Los magmas intermedios a silícicos, que son mucho más viscosos que los anteriores, tienden a formar con mayor frecuencia lacolitos, en particular los que composiciones silícicas. No obstante, en algunos distritos ígneos con composiciones intermedias, se forman indistintamente lacolitos y filones capa, aun a pesar de la escasa variación en la composición del magma. Esto se puede explicar debido a la cantidad de magma disponible y a las variaciones en la viscosidad del magma, cuyas causas se pueden resumir en: 1) pequeñas variaciones en la temperatura, dentro del rango comprendido entre el liquidus y el solidus; 2) variaciones en la proporción de cristales en suspensión; y 3) variaciones en el estado en que se encuentra la fase volátil, ya sea disuelta en el magma o separada como fase gaseosa en forma de burbujas.
El emplazamiento de los lacolitos, así como el de los filones capa, se atribuye a la equiparación de la densidad del magma con la de la roca de caja. En estos casos se dice que la capacidad boyante o flotabilidad del magma tiende a cero (buoyancy = 0). Son muchos los autores que sostienen que la fuerza que induce el ascenso del magma se debe al contraste de densidad entre el magma y la roca de caja (Turcotte, 1982; Corry, 1988). La fuerza que favorece la capacidad boyante positiva del magma se expresa como:
donde ρ m y ρ r son las densidades del magma y de la roca de caja respectivamente; g es la aceleración de la gravedad y h es la profundidad.
El domamiento de la roca de caja en el techo del lacolito se produce cuando el magma alcanza un cierto volumen, que permite que la presión ejercida por el magma como consecuencia del emplazamiento supere la presión que resulta del peso de las rocas que yacen por encima (Fig. 2). Por esta razón, cuanto mayor es la profundidad del emplazamiento, mayor debe ser el volumen de magma que se requiere para generar el esfuerzo necesario para abovedar el techo y formar un lacolito. Los lacolitos emplazados cerca de la superficie son en general de pequeño tamaño (Kerr y Pollard, 1998), alcanzando unos pocos kilómetros cuadrados de extensión. A veces, en forma conjunta con el domamiento de las capas, se producen fracturas extensionales en la parte superior del techo, similares a las de un pequeño graben (Fig. 4) Un ejemplo de lacolito emplazado a una moderada profundidad es el granito mioceno de las Torres del Payne (Skarmeta y Castelli, 1997), que se encuentra en el sector chileno de la Cordillera Patagónica Austral. Su intruyó a 5 km de profundidad, en sedimentitas cretácicas. Se trata de un lacolito asimétrico, compuesto principalmente por un granito rico en ortoclasa y biotita. Tiene un diámetro de 12 km y un espesor máximo de 2,5 km, el cual disminuye progresivamente hacia las partes distales del cuerpo. La alimentación del lacolito fue favorecida por una falla subvertical y el desplazamiento lateral del magma también fue controlado por una falla de bajo ángulo.
En síntesis, un lacolito representa la intrusión de un magma viscoso, cuya energía no fue suficiente para continuar su ascenso, desplazándose lateralmente aunque con gran dificultad debido a su alta viscosidad.
7.2. Facolitos
Los facolitos son cuerpos ígneos de pequeñas dimensiones, que se ubica concordantemente en las charnelas de los pliegues. Los tamaños varían desde unos pocos metros cuadrados hasta unos escasos kilómetros cuadrados. Los ejemplos más característicos se dan en las rocas metamórficas inyectadas, donde los cuerpos ígneos ocupan las charnelas de los pliegues adelgazándose los flancos hasta desaparecer. En estos casos el tamaño del facolito depende de la longitud de onda del pliegue. En plegamientos con diversos ordenes de magnitud, el tamaño es variable de acuerdo con esta variación. La formación de este tipo de facolitos no está relacionada con la de los típicos lacolitos emplazados en corteza rígida.
En el basamento metamórfico de la sierra de San Luis los facolitos son muy comunes. Se tratan de intrusiones de pequeño tamaño, con bajo contraste reológico y térmico respecto a la caja, y muchos de ellos son contemporáneos con la deformación. Están compuestos por leucogranitos y pegmatitas (Fig. 6), variando el tamaño desde unos pocos centímetros cuadrados hasta cerca de 1 km 2 .
También se encuentran facolitos en rocas sedimentarias plegadas. En estos casos no se observan significativas diferencias de la forma del cuerpo con respecto a los típicos lacolitos. En realidad, se trata de lacolitos emplazados selectivamente en las charnelas de los pliegues. Los contactos del techo suelen ser concordantes y están asociados a las charnelas de los anticlinales.
El facolito situado en el puesto de Gendarmería de Los Morros, camino a Las Leñas, en el sur de Mendoza, es uno de los más bellos ejemplos de este tipo de cuerpo ígneo. Se trata de una monzodiorita cuarzosa de grano mediano, que se encuentra emplazada en el núcleo de una anticlinal asimétrico, cuyas rocas se suceden desde la Fm Tordillo hasta la Fm. Huitrín. El emplazamiento de este cuerpo ígneo se produjo con posterioridad al plegamiento de la secuencia sedimentaria, y fue favorecido por la alta plasticidad del yeso de la Fm. Auquilco, que permitió su escurrimiento desde el núcleo hacia los flancos del anticlinal. Las evidencias de la migración del yeso consisten en pequeñas intrusiones diapíricas del yeso de la Fm. Auquilco en las sedimentitas de la Fm Vaca Muerta (Fig. 7; Llambías y Palacios, 1979). Debemos agregar que la monzodiorita cuarzosa no presenta ningún tipo de deformación, sus contactos son netos y en pequeña escala discordantes. Estas características, sumada a la edad 11±3 Ma (Mioceno) determinada por Baldauf (1993) confirman que el emplazamiento es más joven que el plegamiento.
7.3. Lopolitos
Los lopolitos son cuerpos ígneos con forma de palangana. La característica fundamental que los diferencia de los lacolitos es que el piso no es plano, ya que en su sector central es cóncavo hacia arriba. El término lopolito fue acuñado por Grout (1918) para describir la forma del cuerpo gábrico de Duluth. También este término ha sido utilizado para caracterizar a unidades máficas estratificadas de extensión gigantesca, como la del lopolito de Bushveld, en Sudáfrica, cuyo piso es concordante con la caja y está deprimido en el centro como una palangana. En este sentido cumple con los requisitos de un lopolito, pero sus gigantescas dimensiones no permiten una comparación con los lopolitos asociados a los edificios volcánicos. Para los lopolitos de pequeñas dimensiones emplazados en los niveles superficiales de la corteza, es preferible emplear el término de lacolito, resaltando la característica del piso hundido en su parte central.
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