Calderas Volcanicas 526t2r

Características geomorfológicas, litoestratigráficas y estructurales de las calderas volcánicas

ÍNDICE

1. INTRODUCCIÓN ............................................................................................. 2

2. ESTRUCTURA DE UNA CALDERA ................................................................... 4

3. DESARROLLO DE UNA CALDERA ................................................................... 4

4. TIPOS DE CALDERAS ...................................................................................... 6 4.1. Según la composición del magma……………………………………………………….6 4.2. Según su forma y génesis…………………………………………………………………….8

5. TIPOS DE CALDERAS DE COLAPSO................................................................. 10 5.1. Estilos de Colapso………………………………………………………………………………..11

6. DISTRIBUCIÓN DE LAS CALDERAS VOLCÁNICAS............................................ 11

7. GEOMETRÍA DE LA CÁMARA MAGMÁTICA DEBAJO DE LAS CALDERAS ....... 12

8. CONCLUSIONES ............................................................................................. 14

9. BIBLIOGRAFÍA ................................................................................................ 15

1

1. INTRODUCCIÓN

Las calderas son estructuras de forma circular y la mayoría se forma cuando la estructura volcánica se hunde sobre la cámara magmática parcialmente vacía que se sitúa por debajo. Si bien la mayoría de las calderas se crea por el hundimiento producido después de una erupción explosiva, esto no es así en todos los casos. Cuando un volcán en erupción vacía una cámara de magma a nivel superficial, el edificio del volcán puede colapsar en el depósito vaciado, formando así una depresión en forma de tazón, empinada llamada caldera. Estas características son altamente variables en tamaño, variando de 1-100 km en diámetro. En la mayoría de los casos, pueden ser fácilmente diferenciados de los cráteres de cumbre, que son por lo general mucho más pequeños y se forman por erosión explosiva de la chimenea central. Las calderas félsicas están rodeadas por mantos gruesos de pumita derivada de la erupción de flujos piroclásticos laminares y voluminosos. Más rara es la formación de una caldera por explosión freática, como es el caso de la Caldera de Bandama en la isla de Gran Canaria, producida cuando el magma basáltico ascendente encuentra en su camino un acuífero originando una explosión colosal al convertir al agua en vapor sometido a una enorme presión. Otros conceptos básicos: Cauldron— Es una caldera en la que varios colapsos de caldera acompañantes han sido removidos por la erosión, y las unidades volcánicas o sedimentarias antiguas debajo del piso de la caldera han sido expuestas. Estructura en anillo (Ring structure) — Es una cámara o cámaras magmáticas, expuestas a una profunda erosión (generalmente > 2 km), debajo de una estructura de caldera inferida.

2

Caldera

Cauldron

Estructura en anillo

3

2. ESTRUCTURA DE UNA CALDERA La forma y tamaño de las calderas es variable. Algunas calderas son casi circulares y tienen una historia simple de colapso mientras que otras son más rectilíneas. El tamaño puede también variar desde pequeñas estructuras de colapso hasta grandes calderas de colapso que forman parte de complejos de calderas. Una caldera individual en términos topográficos y estructurales presenta un collar de colapso, una pared topográfica interna, piso de caldera, fallas anulares, brechas por deslizamiento e ignimbritas intracaldera. El límite estructural comprende la parte de la caldera que se ha colapsado por el movimiento a lo largo de las fallas, y el límite topográfico une los puntos altos que rodean la caldera. El límite topográfico normalmente es más ancho que el cerco estructural y se forma por el desgaste, la erosión y el festoneado después de la formación de la caldera. El colapso de una caldera a menudo conduce a la deformación fuera del borde topográfico, en particular cuando se haya producido downsag (subsidencia que implica inclinación hacia adentro o rotación de estratos con o sin presencia de fallas), pero un límite de deformación por lo general se puede definir, que abarca todas las áreas que han sido visiblemente afectados por la formación de una caldera en particular.

3. DESARROLLO DE UNA CALDERA 1) Vulcanismo pre-colapso—formation of pre-caldera lava domes and small explosive eruptions are often the only record of magma accumulation and migration to shallow crustal levels. 2) Subsidencia de la caldera—Colapso asociado con erupciones de lava a gran escala. Las erupciones frecuentemente comienzan en una chimenea central que luego se agranda coincidentemente con el colapso de la caldera. 3) Magmatismo post-colapso y resurgencia—El vulcanismo después de la formación de la caldera puede ser aleatoriamente dispersados dentro de la caldera o localizados a lo largo de estructuras regionales. Un nuevo surgimiento de lava puede elevar la porción

4

central de la caldera. Este levantamiento también puede ser causado por la intrusión de los complejos de sill. 4) Actividad hidrotermal y mineralización— Esto puede ocurrir durante la vida útil de la caldera, pero comienza a dominar la actividad tarde en el ciclo de la creación de los sistemas geotérmicos, y puede o no dar lugar a la deposición de mineral.

5

4. TIPOS DE CALDERAS 4.1. Según la composición del magma 4.1.1. Calderas basálticas Las calderas basálticas pueden ser dominantemente efusivas o explosivas. La primeras están asiciadas a volcanes escudo y puntos calientes como Hawaii y las islas Galápagos, generalmente asociados a intrusiones de sill que expanden el tope del escudo creándose fracturas radiales o concéntricas en la superficie del suelo. Este hinchamiento obedece a la expansión de la superficie, originándose fallas normales. En Hawaii ocurren zonas de rift lineales a diferencia de las islas Galápagos. Un buen ejemplo de caldera basáltica dominantemente explosiva es el volcán Masaya en Nicaragua. Masaya es una estructura anidada en un escudo basáltico del que originalmente se pensaba que se había formado predominantemente por el descenso del magma y el colapso en la cámara magmática. Trabajos más recientes muestran que este no parece ser el caso y que el colapso fue concurrente con las erupciones explosivas que produjeron ignimbritas basálticas y depósitos de caída plinianos basálticos hasta los 8.9 y 12 km3, respectivamente.

Figura: Evolución de calderas en volcanes Hawaianos

4.1.2. Calderas Peralcalinas Las calderas peralcalinas están típicamente asociadas con zonas de rifting, no necesariamente relacionadas a un sistema de subducción. Los edificios volcánicos peralcalinos son usualmente del tipo escudo y pasan por estadíos de colapso de caldera y relleno de caldera (similar a las calderas basálticas explosivas). Las calderas peralcalinas tienden a tener un diámetro moderado (la mayoría < 12 km de diametro), circular, y el colapso es usualmente < 300 m, en respuesta al pequeño volumen de las erupciones piroclásticas. La formación de la caldera es la respuesta a erupciones explosivas que conllevan a la deposición de material tufáceo, y es frecuentemente seguida por extrusión de lavas a partir de una chimenea central, que puede eventualmente llenar la caldera.

6

4.1.3. Calderas Andesíticas–Dacíticas Calderas de vulcanismo andesitico–dacitico que usualmente envuelven la destrucción de estratoconos. Ejemplo: el colapso de Mt. Mazama para formar Crater Lake, USA; Krakatau, Indonesia, y Santorini, Grecia. Crater Lake se formó hace ~6800 años AP con la erupción de la ceniza Mazama (51–59 km3). El ciclo eruptivo comenzó con la extrusión de domos de dacita en los flancos de Mt. Mazama. La erupción culminante comenzó con la erupción de toba (~4–12 km3) que fue seguida por una fase de eyección de ceniza durante el colapso de la caldera. Las erupciones del Krakatoa, Mt Mazama, Batur, y Santorini, todas resultaron en el colapso de un cono volcánico de composición basáltica andesítica para formar una caldera. Un punto importante es que el material que erupcionó en las últimas etapas era totalmente dacítico. Esto sugiere que el magma residía en la cámara magmática durante el tiempo suficiente para evolucionar y ser más silícico que el magma usualmente expulsado.

4.1.4. Calderas Riolíticas Están asociadas a los volúmenes más grandes de depósitos piroclásticos y son por lo general enormes depresiones de colapso. Las calderas que forman son usualmente > 10 km en diámetro y la subsidencia del piso de la caldera es regularmente > 1 km. Esta actividad puede haber formado flujos de lava, escudos, conos, domos y cráteres de explosión, pero nno han desarrolado grandes estratovolcanes. La composición de los volcánicos pre-caldera puede variar de basáltica a riolítica. Junto al colapso de la caldera se produce la deposición de ignimbritas silíceas voluminosas (dacíticas a riolíticas con alto contenido de sílice). Después del colapso puede ocurrir resurgencia, en la que la parte central de la caldera se eleva como un domo estructural. Uno de los casos más estudiados sobre este tipo de caldera es la caldera Valles en Nuevo México, EEUU, donde la erupción y deposición de dos principales ignimbritas riolíticas con alto contenido de sílice acompañaron al colapso. La primera occurrió hace 1.47 Ma, a partir de fracturas anulares alrededor de la caldera, y la segunda (miembro superior, Toba Bandelier) hace 1.12 Ma, durante el tiempo en que la mayor parte del colapso ocurrió. La ignimbrita está expuesta ahora en todos los lados de la caldera con espesores variando entre 15-270 m, y dentro de la caldera con 400-1100 m de ignimbrita intensamente soldada.

Caldera Valles, Nuevo México, EEUU

7

4.2. Según su forma y génesis: Pueden ser:   

Calderas de tipo Crater-Lake: asociadas con el colapso de estratovolcanes. Calderas de escudos Basálticos: asociadas al colapso de las cumbres de los volcanes escudo. Calderas resurgentes: que no tiene asociación a una sola chimenea central.

CALDERAS TIPO CRATER LAKE Este tipo de caldera es generado después de la fase principal de una erupción pliniana, durante el colapso de un estratovolcán hacia la subyaciente cámara magmática vacía. Aunque esta fase está asociada frecuentemente con la generación de flujos piroclásticos, el colapso de tipo pistón del edificio volcánico puede generar la erupción adicional de voluminosos flujos laminares de pumita a lo largo de las fracturas anulares que rodean la masa colapsante. Los flujos laminares forman depósitos gruesos de ignimbrita.

Crater Lake caldera (Oregon)

Aniakchak caldera (Alaska)

Los dos episodios de erupción más recientes asociados con la formación de este tipo de calderas son ambos de Indonesia: la colosal erupción de Tambora en 1815, y la igualmente espectacular erupción de Krakatoa en 1883. CALDERAS DE ESCUDOS BASÁLTICOS Las regiones de cumbres de muchos volcanes escudo están marcadas por calderas. Los ejemplos de Hawaii incluyen la caldera Mokuaweowe en Mauna Loa y la caldera Kilauea en Kilauea. Otras incluyen la caldera Erta Al en Ethiopia, y las espectaculares calderas basálticas en los volcanes escudo de las islas Galápagos. La mayoría de este tipo de calderas en el planeta tienen un diámetro de entre 1-5 km.

Kilauea caldera

Erta Al caldera

8

Como se aprecia en la imagen, en muchos casos la surgencia de magma puede ocurrir a través de fracturas que alimentan las erupciones a lo largo de los flancos del volcán escudo. El colapso local a lo largo de estas fracturas puede generar un sistema lineal de “pit craters” que emanan lava de muchas calderas basálticas y cráteres de cumbre.

CALDERAS RESURGENTES Son las estructuras volcánicas más grandes de la Tierra. Están asociadas a erupciones masivas de flujos piroclásticos laminares. La caldera más joven de este tipo es de hace 74,000 años en la isla indonesia de Sumatra (Caldera Toba), que generó 2800 veces más material piroclástico que la erupción pliniana de Mt. St. Helens en 1980. Sus diámetros varían de 15 a 100 km. Aparte de su gran tamaño, la característica definitiva de las calderas resurgentes es la ancha depresión topográfica con una masa central elevada como resultado del levantamiento post-colapso del piso de la caldera. El levantamiento es por lo general mayor de 1 km. El piso de la caldera es rellenado con lavas riolíticas, flujos de obsidiana y domos, y los centros elevados contienen grabens a lo largo de las crestas. La evolución de una caldera resurgente es mostrada en la imagen de abajo. La formación de la caldera comienza con un levantamiento de la corteza asociado con la llegada de una larga pluma de magma riolítico rico en gases. (A). La fracturas anulares se propagan desde la cámara magmática hacia la superficie, y estas son usadas como conductos de escape del magma. La descompresión del magma resulta en vesiculación masiva y la erupción explosiva de tefra hacia la alta atmósfera. (B). Mientras la erupción declina, los flujos piroclásticos comienzan a salir de las fracturas anulares. La cámara magmática es vaciada y su techo comienza a colapsar, generándose flujos piroclásticos adicionales. (C). Mientras la erupción termina, cientos de metros de flujos piroclásticos se han acumulado dentro de la caldera (inflow facies) y más allá de las paredes de la caldera (outflow facies). (D). El piso de la caldera puede ser ocupado rápidamente por un lago. (E). La resurgencia del piso de la caldera toma entre 1000 a 100,000 años para completarse. (F). El periodo de levantamiento puede ser controlado por la compresión del magma remanente debajo del techo colapsado de la cámara, o por la llegada de nuevo magma a la cámara.

9

5. TIPOS DE CALDERAS DE COLAPSO

Se pueden definir tres tipos de calderas de colapso: 1) Summit calderas.- Son aquellas formadas en las cimas de grandes volcanes y están relacionadas a productos piroclásticos de pequeño volumen, que incluyen caídas plinianas e ignimbritas, como Crater Lake, Ceboruco, Las Cañadas, y Somma-Vesuvio. 2) Classic calderas.- Calderas clásicas, son semicirculares a irregulares, relacionadas a un mayor volumen de piroclastos que comenzaron generalmente con caídas de pumita y continuaron con la erupción de grandes flujos piroclásticos que formaron ignimbritas extensas. Ejemplos de este tipo son Long-Valley, Yellowstone, Campi Flegrei, Valles, y Los Humeros. 3) Graben calderas.- Son estructuras de colapso volcano-tectónico a partir de las cuales se forman grandes volúmenes de erupciones formadoras de ignimbritas que ocurrieron a través de varias chimeneas fisurales a lo largo de las fallas maestras del graben y las fallas de bloques intra-graben, causando el colapso de todo el graben o parte de éste. Los productos principales de estas calderas son depósitos de surge y flujos planares de gran volumen de ignimbritas. La pumita prácticamente está ausente. Ejemplos de este tipo incluyen a Sierra Madre Occidental en México, La Pacana (Andes), calderas de los Pirineos Catalanes y Taupo (Nueva Zelanda).

Representación esquemática de los tres tipos principales de colapso de calderas

10

5.1. Estilos de Colapso Las calderas mencionadas anteriormente pueden haber colapsado bajo los siguientes mecanismos: A) Pistón.- Cuando el colapso ocurre como un solo bloque de corteza. B) Trampa (trap-door).- Cuando el colapso se produce de forma desigual a lo largo de un lado, mientras que el lado opuesto se mantiene sin colapso. C) Fragmentación (piece-meal).- Cuando el colapso ocurre como pedazos rotos de corteza en el techo de la cámara magmática. Por lo tanto, dependiendo del estilo y del tipo de caldera de colapso, diferentes combinaciones se pueden aplicar para su clasificación; por ejemplo, una Summit caldera de pistón, una caldera clásica trampa, o una caldera graben piece-meal.

6. DISTRIBUCIÓN DE LAS CALDERAS VOLCÁNICAS Las calderas basálticas son características de zonas de intraplaca oceánica, hot spots y también en algunos límites divergentes de placas oceánicas (mid ocean rift). Las calderas Andesitico–daciticas están típicamente asociadas con bordes convergentes de placas, donde ocurren en arcos de islas y arcos de margen continental. Las calderas Peralcalinas están asociadas a áreas de gran extensión. Son comunes en el Rift del Este Africano. Las calderas riolíticas ocurren mayormente en áreas de margen continental o en continente donde leves extensiones ocurren, también están asociadas con un límite de placa convergente o con rifting en la corteza continental. También han sido observadas en hot spots continentales.

11

7. GEOMETRÍA DE LA CÁMARA MAGMÁTICA DEBAJO DE LAS CALDERAS

Porque la forma de la cámara magmática es uno de los principales controles en la forma final del área colapsada, es importante saber qué controla la ubicación y geometría de la cámara magmática. La extensión permite la acumulación y emplazamiento de grandes cuerpos de magma y puede o no provocar su última erupción. Las cámaras magmáticas pueden volverse elongadas paralelas al mínimo esfuerzo horizontal y durante la erupción formarían calderas elípticas.

(A) Mapa de líneas de Silent Canyon caldera complex. Los límites de la caldera son subparalelos a las estructuras tectónicas regionales (líneas negras gruesas) y en algunos casos, son coincidentes con éstas. La tectónica regional puede afectar los lugares de acumulación de magma y puede también afectar la forma del bloque colapsante.

(B) Mapa esquemático de Rotorua Caldera. Las fallas regionales NE–SW y NW–SE han influenciado la rotura del piso de la caldera en un número de bloques que subsidieron independientemente el uno del otro.

12

(C) Ischia, Italy, where pre-existing structures have influenced the morphology of the resurgent block.

13

8. CONCLUSIONES



El elemento clave para la formación de una caldera es la remoción del soporte magmático de la corteza que recubre la cámara magmática, pero el proceso de colapso de la caldera, la morfología final de la caldera y tipo de erupción asociada depende de muchos factores.



La característica clave de las calderas es el colapso o hundimiento en el techo de una cámara magmática, mientras que las estructuras erosionadas de la caldera pueden ser llamadas “cauldrons” o estructuras anulares (ring structures), según la cantidad de erosión que se ha producido. Hay una gradación completa entre "calderas" y "cauldrons" y hay que recordar que simplemente reflejan diferentes partes de una estructura de la caldera. También debe reconocerse que la erosión revelará más información sobre la estructura interna de calderas. En "ring structures", la evidencia de la estructura de la caldera en gran medida ha sido removida por la erosión, exponiendo una cámara o cámaras magmáticas, que son el equivalente plutónico de las rocas volcánicas de la caldera.



La composición de los magmas que erupcionan en un volcán formador de caldera es un criterio muy útil para subdividir las calderas en términos descriptivos. Pudiendo ser efusivas o explosivas.



Las fallas que intervienen en el proceso de colapso de la caldera pueden ser primarias e iniciadas durante el colapso de la caldera o estructuras tectónicas o volcánicas más antiguas reactivadas. Las fallas primarias pueden buzar abruptamente hacia adentro o hacia afuera o ser verticales y el buzamiento puede variar a profundidad. Esta profundidad de la cámara de magma afectará la forma en que el colapso se produce. Estructuras preexistentes pueden romper el suelo de la caldera en un número de bloques que pueden colapsar independientemente uno de otro.



La forma y crecimiento de la cámara magmática infrayaciente juega un papel crucial en el proceso de colapso. El colapso de la caldera puede ser iniciado si la cámara es lo suficientemente somera y ha alcazado un ancho crítico. Las dimensiones de la cámara juegan un papel importante en la geometría del colapso.



Litoestratigráficamente, las calderas presentan diferentes depósitos piroclásticos de acuerdo a sus mecanismos de formación y composición del magma, teniendo desde ignimbritas intra-caldera que pueden llegar al exterior de la caldera, depósitos plinianos (de caída), y en algunos casos pumitas y vidrio volcánico.

14

9. BIBLIOGRAFÍA

Aguirre-Díaz, G. J., 1996, Volcanic stratigraphy of the Amealco caldera and vicinity, Central Mexican Volcanic Belt. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 13,p. 10-51.

Bailey, R. A., Dalrymple, G. B., and Lanphere, M. A., 1976, Volcanism, structure, and geochronology of Long Valley Caldera, Mono County, California, Journal of Geophysical Research, v. 81, p. 725-744.

Cas, R.A.F. and Wright, J.V., 1987, Volcanic Successions. Modern and ancient. Allen & Unwin, London, 528 p.

Cole, J.W., Milner, D.M., and Spinks, K.D., 2005, Calderas and caldera structures: a review. Earth Science Reviews, v. 69, p. 1–96.

Druitt, T.H. and Sparks, R.S.J., 1984, On the formation of calderas during ignimbrite eruptions. Nature, v. 310, p. 679–681.

Gottsmann, J. and Martí, J., 2008, Caldera Volcanism: Analysis, Modelling and Response, Developments in Volcanology 10, Elsevier, Amsterdam, 492 p.

Lipman, P.W., 1997, Subsidence of ash-flow calderas: Relation to caldera size and magmachamber geometry: Bulletin Volcanologique, v. 59, p. 198–218.

Martí, J., Ablay, G.J., Redshaw, L.T., and Sparks, R.S.J., 1994, Experimental studies of collapse calderas. Journal Geol. Soc. Lond., v. 151, p. 919–929.

15