Caldeira volcánica

Na Galipedia, a Wikipedia en galego.
Liña de tempo da erupción do Monte Mazama, Oregón, un exemplo de formación dunha caldeira volcánica.

Unha caldeira volcánica é unha gran depresión con forma de caldeira que se forma por afundimento despois de que un volcán evacúa todo o magma da súa cámara de magma. Cando nunha erupción se emiten grandes volumes de magma nun curto período de tempo, pérdese o sostén estrutural da zona da codia terrestre que está sobre a cámara de magma. A consecuencia é que a superficie colapsa e afúndese sobre a cámara magmática en gran parte baleira, orixinando unha gran depresión na superficie, que pode ter desde un quilómetro a ducias de diámetro. Aínda que ás veces se describen como cráteres volcánicos, as características das caldeiras son realmente as dunha zona de afundimento, xa que se forman por subsidencia e colapso e non por outras causas, como un impacto. Só se coñecen sete colapsos deste tipo que formaron caldeiras desde o comezo do século XX, o máis recente o do volcán Bárðarbunga de Islandia.[1]

Etimoloxía[editar | editar a fonte]

O termo foi introducido na súa forma en ligua castelá, caldera, no vocabulario xeoolóxico internacional polo xeólogo alemán Leopold von Buch cando publicou as súas memorias da súa visita ás Illas Canarias de 1815 [2], onde observara a caldeira de Las Cañadas de Tenerife, no que o volcán Teide dominaba a paisaxe, e despois a Caldera de Taburiente na illa de La Palma.

Formación das caldeiras[editar | editar a fonte]

Animación dun experimento análogo que mostra a orixe da caldeira volcánica nunha caixa chea de fariña.
Imaxe do satélite Landsat do lago Toba, na illa de Sumatra, Indonesia (100 km de longo e 30 km de largo, unha das caldeiras máis grandes do mundo). Un domo resurxente formou a illa de Samosir.

O colapso que orixina as caldeiras é desencadeado polo baleiramenteo da cámara magmática que está baixo o volcán, ás veces como resultado dunha longa erupción explosiva (como a erupción do Tambora de 1815), pero tamén se produce durante erupcións efusivas nas ladeiras do volcán (como a do Pitón de la Fournaise de 2007) ou nun sistema de fisuras conectadas (como a do Bárðarbunga de 2014-2015). Se se execta suficiente magma, a cámara baleirada é incapaz de soster o peso do edificio volcánico que ten enriba. Empeza a desenvolverse unha fractura máis ou menos circular, a "falla anular", arredor dos bordos da cámara. As fracturas anulares serven como alimentadores de intrusións en fallas, que se denominan diques anulares. Poden formarse aberturas volcánicas secundarias sobre a fractura anular. A medida que a cámara de magma se baleira, o centro do volcán dentro da fractura anular empeza a colapsarse. O colapso pode ocorrer como resultado dunha soa erupción cataclísmica, ou por fases como resultado dunha serie de erupcións. A área total que se colapsa pode ser de centos ou miles de quilómetros cadrados.

Mineralización[editar | editar a fonte]

Algunhas caldeiras conteñen ricos depósitos de minerais. Unha das caldeiras mineralizadas mellor preservadas do mundo é a Caldeira do lago Sturgeon no noroeste de Ontario, Canadá, que se formou durante a era Neoarcaica[3] hai uns 2 700 millóns de anos.[4]

Erupcións de caldeiras explosivas[editar | editar a fonte]

Se o magma é rico en sílice, a caldeira está a miúdo rechea de ignimbrita, tufo volcánico, riolita e outras rochas ígneas. O magma rico en sílice ten unha alta viscosidade e, por tanto, non flúe doadamente como o basalto. Como resultado, os gases tenden a quedar atrapados a alta presión dentro do magma. Cando o magma se aproxima á superficie da Terra, a rápida descarga do material da parte superior causa que os gases atrapados se descompriman rapidamente, orixinando así a destrución explosiva do magma e o espallamento de cinza volcánica en extensas áreas. Poden facer erupción adicionalmente fluxos de lava.

Se a actividade volcánica continúa, o centro da caldeira pode ser elevado por unha posterior intrusión de magma formando un domo resurxente, como o que se observa no Cerro Galán, lago Toba, Yellowstone etc. Unha caldeira silícica ou riolítica pode facer erupción emitindo centos ou mesmo miles de quilómetros cúbicos de material nun só evento. Incluso as erupcións que forman pequenas caldeiras, como a do Krakatoa en 1883 ou a do Pinatubo en 1991, poden ter como resultado unha destrución local significativa e unha salientable baixada da temperatura en todo o mundo. As caldeiras grandes poden ter efectos incluso maiores.

Cando a caldeira de Yellowstone fixo erupción por última vez hai uns 650 000 anos, liberou uns 1 000 km3 de material (medido en equivalentes de rocha densa), que cubriron unha parte substancial de Norteamérica cunha capa de restos de ata dous metros de espesor. En comparación, cando o Monte Santa Helena fixo erupción en 1980, liberou ~1,2 km3 de equivalente de rocha densa de execcións. Os efectos ecolóxicos da erupción dunha caldeira grande poden verse no rexistro deixado pola erupción do lago Toba en Indonesia.

Toba[editar | editar a fonte]

Hai uns 74 000 anos o volcán indonesio Toba liberou uns 2 800 km3 de equivalente de rocha densa de execcións, no que foi a erupción máis grande coñecida do Cuaternario (que durou 1,8 millóns de anos) e tamén a máis grande coñecida dos últimos 25 millóns de anos. A finais da década de 1990, o antropólogo Stanley Ambrose[5] propuxo que un inverno volcánico inducido por esta erupción reduciu a poboación humana a só entre 2 000 e 20 000 individuos, orixinando un pescozo de botella poboacional, o que se denomina teoría da catástrofe do Toba. Máis recentemente varios xenétistas, como Lynn Jorde e Henry Harpending propuxeron que a especie humana quedou reducida a aproximadamente 5 000 a 10 000 persoas.[6] Porén, non hai probas directas de que a teoría sexa correcta. E non hai evidencias de que ningún outro animal sufrise un declive ou a extinción, incluso en especies moi sensibles ás condicións ambientais.[7] Hai probas de que os humanos continuaron vivindo na India despois da erupción.[8] Isto fai pensar que a teoría formulada na súa forma forte é incorrecta.

Coñécense erupcións que formaron caldeiras incluso máis grandes, especialmente a da Caldeira La Garita nas Montañas San Juan de Colorado, na que foron exectados 5 000-km3 de tufa volcanica do canón Fish nunha soa gran erupción hai uns 27 8 millóns de anos.

Nalgúns momentos do tempo xeolóxico, pareceron caldeiras riolíticas en distintas agrupacións. Os restos deles poden encontrarse en lugares como as montañas San Juan de Colorado (formadas durante o Oligoceno, Mioceno e Plioceno) ou nas montañas Saint Francois de Missouri (que fixeron erupción durante o Proterozoico).

Fotografía satélite do volcán Caldeira da Illa Fernandina no arquipélago das Galápagos.
Foto aérea oblicua da Caldeira Nemrut, no lago Van, leste de Turquía

Caldeiras non explosivas[editar | editar a fonte]

Caldeira Sollipulli, localizada no centro de Chile preto da fronteira con Arxentina, chea de xeo. O volcán está situado nos Andes meridionais no Parque Nacional de Villarica de Chile.[9]

Algúns volcáns comno os volcáns en escudo, como o Kīlauea e Mauna Loa de Hawai (que son, respectivamente, o máis activo e o máis grande da Terra), forman caldeiras de diferente maneira. O magma que alimenta estes volcáns é basalto, que é pobre en sílice. Como resultado, o magma é moito menos viscoso que o magma dun volcán riolítico, e a cámara de magma é drenada por grandes fluxos de lava e non por episodios explosivos. As caldeiras resultantes coñécense tamén como caldeiras de subsidencia, e poden formarse máis gradualmente que as caldeiras explosivas. Por exemplo, a caldeira que forma a parte máis alta da illa Fernandina das Galápagos sufriu un colapso en 1968, cando partes do solo da caldeira se afundiron 350 metros.[10] A caldeira do Kilauea ten un cráter interno chamado Halema‘uma‘u, que a miúdo está cheo cun lago de lava.

Durante a erupción de abril de 2007 do Pitón de la Fournaise na illa de Reunión, o solo do cráter principal afundiuse repentinamente uns 300 m. Isto foi atribuído á retirada do magma, que estaba erupcionando por unha abertura situada máis abaixo no flanco sur do volcán.

Caldeiras extraterrestres[editar | editar a fonte]

Desde inicios da década de 1960, sábese que hai ou houbo volcáns noutros planetas e satélites do sistema Solar. Utilizando naves tripuladas ou non tripuladas, descubriuse o volcanismo de Venus, Marte, a Lúa, e Ío, satélite de Xúpiter. En ningún destes mundos actúa a tectónica de placas, que contribúe aproximadamdente co 60% da actividade volcánica da Terra (o outro 40% está atribuída a volcanismo de punto quente).[11] A estrutura das caldeiras é similar en todos eses corpos planetarios, aínda que o seu tamaño varía considerablemente. O diámetro medio das caldeiras en Venus é de 68 km. O diámetro medio das caldeiras de Io é próximo a 40 km, e a moda é 6 km; a Tvashtar Paterae é probablemente a maior das súas caldeiras cun diámetro de 290 km. O diámetro medio das caldeiras en Marte é de 48 km, por tanto, menor que a de Venus. As caldeiras da Terra son as menores de todos os corpos planetarios e varían de 1,6 a 80 km como máximo.[12]

A Lúa[editar | editar a fonte]

A Lúa ten unha capa externa de rochas cristalinas de baixa densidade duns poucos centos de quilómetros de grosor. Os cráteres da Lúa conserváronse ben malia o paso do tempo e antes críase que eran resultado dunha extrema actividade volcánica, pero en realidade formáronse por choques de meteoritos, case todos os cales tiveron lugar nun período duns poucos centos de millóns de anos despois da formación da Lúa. Desde unha idade de 500 millóns de anos en adiante, o manto da Lúa podía fundirse amplamente debido á desintegración de elementos radioactivos. Xeralmente tiveron lugar erupcións basálticas masivas na base dos cráteres de impacto máis grandes. Ademais, deberon producirse erupcións debido a un depósito de magma que había na base da codia lunar. Isto orixinou domos, posiblemente coa mesma morfoloxía dun escudo volcánico onde se formarían caldeiras.[11] Aínda que as estruturas similares a caldeiras son raras na Lúa, hai algúns exemplos. O Complexo volcánico Compton-Belkovich na cara oculta da Lúa crese que é unha caldeira, posiblemente unha caldeira de fluxo de cinzas.[13]

Marte[editar | editar a fonte]

A actividade volcánica de Marte está concentrada en dúas grandes proivincias: Tharsis e Elysium. Cada provincia contén unha serie de escudos volcánicos xigantes similares aos da Terra e probablemente son o resultado de puntos quentes no manto. As superficies están dominadas por fluxos de lava, e todos teñen unha ou máis caldeiras de colapso.[11] Marte ten o maior volcán do sistema Solar, o Olympus Mons, que é máis de tres veces máis alto que o Monte Everest, cun diámetro de 520 km. O cume deste volcán ten seis caldeiras unha dentro doutra.[14]

Venus[editar | editar a fonte]

Como non hai tectónica de placas en Venus, a súa vulcanoloxía está determinada pola perda de calor por condución a través da súa litosfera. Isto causou a emisión de enormes fluxos de lava, que cubriron o 80% da superficie de Venus. Moitas das montañas son grandes volcáns en escudo que teñen un diámetro entre 150 e 400 km e de 2 a 4 km de altura. Máis de 80 destes grandes escudos volcánicos teñen no seu cume caldeiras cun diámetro medio de 60 km.[11]

Ío[editar | editar a fonte]

En Ío obsérvase un gran volcanismo activo. A orixe da calor de Ío é pouco usual, xa que se quenta por flexión sólida debido á forza mareal gravitatoria xerada por Xúpiter e á resonancia orbital de Ío coas lúas veciñas grandes Europa e Ganímedes, que fan que a súa órbita sexa lixeiramente excéntrica. A diferenza dos outros planetas e satélites mencionados, Ío ten un vulcanismo activo continuo. Por exemplo, as naves da NASA Voyager 1 e Voyager 2 detectaron nove volcáns en erupción cando pasaron por Ío en 1979. Ío ten moitas caldeiras volcánicas con diámetros de decenas de km.[11]

Lista de caldeiras volcánicas na Terra[editar | editar a fonte]

Caldeiras de erosión[editar | editar a fonte]

Notas[editar | editar a fonte]

  1. Gudmundsson, M.T. et al. (2014) Graduale caldera collapse at Bárðarbunga volcano Iceland, regulated by lateral magma outflow, Science, 15.
  2. O libro de Leopold von Buch Physicalische Beschreibung der Canarischen Inseln (Descrición física das illas Canarias) publicouse en 1825
  3. "UMD: Precambrian Research Center". University of Minnesota, Duluth. Consultado o 2014-03-20. 
  4. "Caldera Volcanoes - by Ron Morton". University of Minnesota, Duluth. Consultado o 2015-07-03. 
  5. "Stanley Ambrose page". University of Illinois at Urbana-Champaign. Consultado o 2014-03-20. 
  6. Supervolcanoes, BBC2, 3 February 2000
  7. Gathorne-Hardy, F.J; Harcourt-Smith, W.E.H (2003). "The super-eruption of Toba, did it cause a human bottleneck?". Journal of Human Evolution 45 (3): 227–230. doi:10.1016/S0047-2484(03)00105-2. 
  8. Petraglia, M.; Korisettar, R.; Boivin, N.; Clarkson, C.; Ditchfield, P.; Jones, S.; Koshy, J.; Lahr, M. M.; Oppenheimer, C.; Pyle, D.; Roberts, R.; Schwenninger, J.-L.; Arnold, L.; White, K. (2007). "Middle Paleolithic Assemblages from the Indian Subcontinent Before and After the Toba Super-Eruption". Science 317 (5834): 114–116. PMID 17615356. doi:10.1126/science.1141564. 
  9. "EO". Earthobservatory.nasa.gov. Consultado o 2014-03-20. 
  10. "Fernandina: Photo". Global Volcanism Program. Smithsonian Institution.
  11. 11,0 11,1 11,2 11,3 11,4 Parfitt, L.; Wilson, L. (Feb 19, 2008). "Volcanism on Other Planets". Fundamentals of Physical Volcanology. Malden, MA: Blackwell Publishing. pp. 190–212. ISBN 978-0-632-05443-5. OCLC 173243845. 
  12. Gudmundsson, A. (2008) Magma chamber geometry, fluid transport, local stresses and rock behaviour during collapse caldera formation in Gottsmann, J. and Marti, J. (editors) (2008) Caldera Volcanism: Analysis, Modelling and Response, Amsterdam, Elsevier. page 319, citing Lipman, P. (2000).
  13. Chauhan, M.; Bhattacharya, S.; Saran, S.; Chauhan, P.; Dagar, A. (2015). "Compton–Belkovich Volcanic Complex (CBVC): An ash flow caldera on the Moon". Icarus 253: 115–129. doi:10.1016/j.icarus.2015.02.024. 
  14. Philip's World Reference Atlas including Stars and Planets ISBN 0-7537-0310-6. Publishing House Octopus publishing Group Ltd Page 9

Véxase tamén[editar | editar a fonte]

Outros artigos[editar | editar a fonte]

Bibliografía[editar | editar a fonte]

  • Clough, C. T.; Maufe, H. B.; Bailey, E. B. (1909). "The Cauldron-Subsidence of Glen Coe, and the Associated Igneous Phenomena". Quarterly Journal of the Geological Society 65 (1-4): 611–678. doi:10.1144/GSL.JGS.1909.065.01-04.35. 
  • Gudmundsson, A (2008). Magma-Chamber Geometry, Fluid Transport, Local Stresses, and Rock Behavior During Collapse Caldera Formation. In Gottsmann J. & Marti, J (Ed. 10) Caldera Volcanism: Analysis, Modeling, and Response (314-346) Elsener, Amsterdam, The Netherlands
  • Kokelaar, B. P; and Moore, I. D; 2006. Glencoe caldera volcano, Scotland. ISBN 9780852725252. Pub. British Geological Survey, Keyworth, Nottinghamshire. Hai un mapa xeolóxico asociado a escala 1:25000.
  • Lipman, P; 1999. "Caldera". In Haraldur Sigurdsson, ed. Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press. ISBN 0-12-643140-X
  • Williams, H (1941). "Calderas and their origin". California University Publ. Geol. Sci. 25: 239–346. 

Ligazóns externas[editar | editar a fonte]