Anar al contingut

Caldera del llac de Ilopango

De L'Enciclopèdia, la wikipedia en valencià
Archiu:SalvadorVolcanoEngraving.jpg
Caldera del llac de Ilopango

La caldera del llac de Ilopango o caldera del Ilopango, és un caldera volcànica en El Salvador situat aproximadament 12 quilómetros a l'est de Sant Salvador, prop de la ciutat d'Ilopango. Consistix en una extensa depressió formada pel colapse de l'antic volcà Ilopango a inicis del pleistoceno, les vores del qual tenen fins a 100 metros d'altura, i en la que es troba el llac homònim.[1][2]

Esta caldera és un dels volcans actius més grans del Salvador. Es troba ubicada tectónicamente en la placa del Carib prop del llímit en la placa nortamericana, representada pel sistema d'esmonyida esquerra de la Falla Polochic-Motagua-Illa del Cisne (PMSIF) (que és la font del desplaçament cap a l'est de la placa del Carib a una velocitat mija de 8 mm a l'any).[2]

Per a un millor comprensió de l'evolució geològica de la caldera a nivell local, s'han agrupat les distintes erupció registrades en el grup Ilopango, que està constituït a la seua volta per tres formacions denominades com: la formació Comalapa, la formació Altavista i la formació Terres Blanques; cada formació conta a la seua volta en vàries tobas o depòsits piroclásticos que corresponen a una erupció, els quals són seguits per un periodo d'inactivitat durant el qual es varen desenrollar llits de sol sobre els depòsits.[2][3]

Actualment, l'àrea al voltant de la caldera està densament poblada i al voltant de 3 000 000 de persones viuen en un radi de 30 quilómetros de la caldera, encara es considera actiu i representa un risc important per al Salvador i els països veïns.[2]

Orige i erupció

[editar | editar còdic]

En principi en l'época del plioceno, es formaria un estratovolcán que ha segut denominat com a antic volcà de Ilopango, les erupció del qual formen part de lo que en la geologia salvadorenya es coneix com la formació Bàlsem. Més alvance, en el pleistoceno inferior (les capes geològiques del qual en el territori salvadoreny fan part de la formació Cuscatlán) dit antic volcà colapsaria formant la caldera.[1][2]

Erupció de la formació Comalapa

[editar | editar còdic]

Les erupció que conformen la formació Comalapa són cridades, en orde des de la més antiga, com ignimbritas de: Olocuilta, Colima, i Apopa, que varen ocórrer entre fa aproximadament 1.785, 1.56, i 1.34 millons d'anys respectivament, formen part de la formació Cuscatlán, i es caracterisen per tindre tobas riolíticas i calcalinas.[1][2][3]

La ignimbrita de Olocuilta va ser una de les erupció més grans de l'actual caldera; provablement va ser generada a partir d'una fossa tectónica tipo caldera (ubicada en o prop de l'actual caldera) relacionada en la tectónica del centre del Salvador i que les seues falles varen funcionar com a respiraders de fissures durant el primer colapse de la caldera. Esta començaria en una breu columna eruptiva que depositaria una fina capa de caiguda de pedra pómez-lapilli, i que colapsaria aparentment per despresurización per la repentina obertura i eixamplada del respirader (a on va iniciar l'erupció); que passaria a ser un respirader de fissura més gran (possiblement relacionat en la tectónica extensional de l'àrea) en lo que erupció canviaria a l'extrusió de fluix piroclásticos densos. Al sur de la caldera esta ignimbrita va alcançar una gruixa de més de 100 metros, formant un nivell mig a intensament soldat, que aplegaria fins a la Cordillera del Bàlsem. Esta erupció cobriria un àrea d'aproximadament 3000 km² i tindria un volum estimat d'equivalent de roca densa d'entre 50 km³ fins a aproximadament 300 km³.[2]

El gradual canvi de la zona de falla del Salvador d'extensiva a transtensiva produiria el desenroll de falles d'esmonyida i estructures de separació a lo llarc del front volcànic del Salvador lo que ocasionaria la ignimbrita de Colima, que tindria un equivalent de roca densa de més d'11 km³. Esta erupció va començar en una breu columna eruptiva, que va formar un depòsit de pedra pómez d'aproximadament 50 centímetros de gruixa, que despuix va ser seguit per fluix piroclásticos que varen sorgir de la caldera com a desbordament, producte del colapse de la caldera; estos fluix piroclásticos es varen dispersar per totes direccions en gran movilitat: estenent-se cap al nort fins a lo que hui és el llac Suchitlán en el riu Lempa (en un recorregut d'uns 40 quilómetros); al suroest, aplegarien al Port de la Llibertat (a 26 quilómetros de la caldera).[2]

Finalment, l'aument del regimento transtensivo de la zona de falla salvadorenya ocasionaria la ignimbrita de Apopa, la qual aparentment es voria afectada per la recent formada falla de Sant Vicente. Esta erupció tindria un equivalent de roca densa de més de 9 km³; i marcaria un canvi en l'estil eruptivo, produint fluix piroclásticos hidromagmáticos seguits d'una ignimbrita densa en breches líticas de coignimbrita, lo que sugerix la participació d'aigua que podria provindre d'un llac dins de la depressió de la caldera. L'interacció magma-aigua aumentaria la explosividad (i en específic la fragmentació) fent que els fluix piroclásticos es volviesien més turbulentos deixant depòsits locals entrecreuats; quan la proporció aigua-magma va disminuir, l'erupció va canviar a l'estil magmático a on es generaria una breu columna eruptiva que produiria una capa de 40 a 50 centímetros de depòsit de caiguda de pedra pómez, a lo que li seguiria una erupció sostinguda de fluix piroclásticos més densos i de gran volum producte del colapse de la caldera.[2]

Erupció de la formació Altavista

[editar | editar còdic]

La formació Altavista, conta en erupció situades aproximadament entre 918 mil a 257 mil anys abans del present; i de la mateixa manera que l'anterior, a nivell nacional de la geologia salvadorenya, forma partix també de la formació Cuscatlán. Esta formació, consistix en depòsits piroclásticos riodacíticos que són producte de 6 erupció explosives, que des de la més antiga a la més jove són: la ignimbrita de Cojutepeque, ignimbrita de Prim, ignimbrita de Manigua, la caiguda de pómez de Sant Joan, ignimbrita de Cortez i la ignimbrita de Soyapango.[3]

La ignimbrita de Cojutepeque, ocorreguda fa aproximadament 918 mil anys abans del present, començaria com una columna pliniana o subpliniana, al norest de la caldera, que depositaria una capa de pedra pómez de 2 metros de gruixa fins a 2 quilómetros al norest de la vora de la caldera; més alvance, la columna eruptiva inicial colapsaria, provablement per l'eixamplada del conducte o per un aument de la taxa d'erupció massiva que podria haver segut produït per l'inici d'un colapse de la caldera, que iniciaria la ràpida evacuació del magma de la cambra magmática de la subcaldera, en lo que l'erupció passaria ser hidromagmática (com s'observa en la presència de lapilli acrecionarios, lo que sugerix un ambient ric en aigua, provablement resultant de l'interacció del magma en l'aigua del llac) para després al final tornar a ser magmática.

La ignimbrita de Prim, ocorreguda fa aproximadament 830 mil anys abans del present, començaria aparentment en explosions hidromagmáticas depositant una toba estratificada creuada molt estesa; i al final es produiria el colapse del sostre de la cambra magmática provocant una evacuació massiva i ràpida del magma. Esta és una de les erupció en distribució més generalisada i millor preservació d'esta formació, en lo que s'ha pogut establir que tubo un equivalent de roca densa de 5 km³.

L'erupció de la ignimbrita de Manigua, ocorreguda fa aproximadament 768 mil anys abans del present, començaria com purament magmática, produint provablement una columna eruptiva que depositaria una capa de pedra pómez de 30 centímetros de gruixa al noroest de la caldera; més alvance, l'erupció es tornaria hidromagmática, provablement per l'ingrés d'aigua del llac al respirader (a on es va originar l'erupció), aumentant dràsticament la explosividad d'esta. Esta erupció aparentment es dirigiria lateralment cap al flanc oest-noroest de la caldera, i també podria estar relacionada en un event de colapse parcial (provablement en un estil de colapse en forma de trampilla).

La caiguda de pómez de Sant Joan, ocorreguda fa aproximadament 625 mil anys, seria produïda completament per una sola columna eruptiva, provablement de tipo pliniano o subpliniano que va formar una espessa pluja de pedra pómez de 5 a 6 metros. Lo més provable és que esta erupció fora purament magmática, ya que no es va trobar evidència de processos hidromagmáticos; lo que a la seua volta sugerix que el respirader de l'erupció es trobava fòra del llac, provablement en el sector noroest, per lo que el seu esclat es donaria provablement a partir de respiraders controlats per les falles del sistema de separació que s'han relacionat en erupció prèvies de les formacions Comalapa i Altavista. És possible que esta erupció no haja produït un colapse de la caldera, perque no hi ha ignimbrita generalisada associada ni una atra evidència d'afonament del sostre de la caldera.

Els processos eruptivos associats a la ignimbrita Cortez, ocorreguda fa aproximadament 553 mil anys abans del present, són molt similars als ignimbrita de Manigua. Esta erupció començaria en una columna eruptiva que depositaria una fina capa de pedra pómez, tenint el seu respirader pel sector noroest de la caldera; posteriorment, la columna eruptiva inicial seria interrompuda sobtadament per explosions hidromagmáticas, que depositarien una toba de cendra fina en lapilli d'acreció provablement derivats de fluix piroclásticos diluïts. Provablement, esta erupció va estar relacionada en un event de colapse de la caldera per la seua distribució relativament gran.

La ignimbrita de Soyapango, ocorreguda fa aproximadament 257 mil anys, començaria en una columna eruptiva sostinguda en el sector noroest de la caldera que depositaria més de 2 metros de pedra pómez fins a a 5 quilómetros del marge topogràfic de la caldera. Esta erupció despresurizó la cambra de magma de la subcaldera i podria haver provocat un atre colapse de la caldera que en este cas va poder haver segut complet a lo llarc de l'estructura de la caldera. L'estil d'erupció canviaria de columna vertical a font piroclástica baixa i eyección radial de fluix piroclásticos densos, desbordant la vora del cràter i formant una ignimbrita generalisada (d'aproximadament 5 metros de gruixa, i observada fins a 10 quilómetros del marge de la caldera). En l'etapa final, esta erupció es va tornar llaugerament hidromagmática com ho sugerix la presència de partícules fines de cendra (que mostra major fragmentació del magma) i lapilli d'acreció en detriment de components més grans (com a pedra pómez i matriu de cendra més grossa, aixina com el canvi d'un depòsit massiu a un depòsit estratificado creuat, encara que encara en lents rics en pedra pómez).

Erupció de la formació Terres Blanques

[editar | editar còdic]

La formació Terres Blanques, consta de erupció que varen succeir entre fa aproximadament 34 mil fins a fa 1590 anys abans del present (i a nivell nacional fan part de la formació Sant Salvador), i que són denominades com a Terra Blanca 4 (TB4), Terra Blanca 3 (TB3), Terra Blanca 2 (TB2) i Terra Blanca Jove (TBJ); i consistix en erupció dacíticas-riolíticas importants, que varen produir fluix piroclásticos i tefra que varen cobrir gran part de la regió durant el Tarantiense (finals del pleistoceno) i el Holoceno.[3][4]

L'erupció TB4, datada fa aproximadament 34 mil anys, hauria segut una erupció pliniana d'important magnitut, caracterisada per l'absència d'onades i fluix piroclásticos. Els seus estrats són de composició riolítica; tenen una gruixa prop de la caldera de fins a 7 metros, disminuint gradualment cap a l'oest; i es caracterisen per tindre una capa lapilli de pómez en gradació normal i per tindre major gruixa que els atres depòsits; la seua base està conformada per una capa de cendra blanca de caiguda fina i de gruixa prima (d'uns 25 a 10 centímetros), i el seu sostre per cendra fina de color groguenc de casi el metro de gruixa. El volum de l'unitat és estimat en un equivalent de roca densa de més de 20 km³.[3][5][1]

L'erupció TB3, ocorreguda fa aproximadament 19 mil anys, va ser una erupció freatoliniana relativament chicoteta en fluix piroclásticos basals. Els seus estrats estan conformats per pómez i cendra de caiguda blanques d'granulometría fina en presència de lapilli acrecional; i el seu sostre presenta un paleosuelo prim poc desenrollat de color café, café-groguenc i que presenta freqüentment discontinuïtats paraleles en la cara dels talussos com a resposta a processos d'exfoliació. S'estima que tindria un equivalent de roca densa d'1 a 5 km³.[5][1]

L'erupció TB2, ocorreguda fa aproximadament 9 mil anys, va ser una erupció freatopliniana menor que hauria tingut fluix piroclásticos en poc desplaçament. Els seus estrats tenen una gruixa d'1 metro dins d'un radi de 10 quilómetros del centre d'emissió, i està compost per una caiguda de pómez mal seleccionats en abundants minerals obscurs representats per hornblenda i per depòsits de fluix piroclásticos de color groguenc; el seu sostre presenta un paleosuelo de prima gruixa i de color café obscur. S'estima que tindria un equivalent de roca densa d'1 a 5 km³.[5][1]

Erupció Terra Blanca Jove (TBJ)

[editar | editar còdic]

L'erupció anomenada Terra Blanca Jove va ser l'erupció volcànica més gran en El Salvador durant temps històrics, i un dels events volcànics més grans dels últims 7.000 anys, registrant un nivell de 6 en l'índex de explosividad volcànica (VEI). S'ha discutit si l'acontenyiment va tindre lloc a mitan de el V o de el VI d. C. L'erupció va produir entre 37 i 82 km³ de piroclastos (equivalent de roca densa).[6][7][8]Esta erupció pliniana va ser més gran que l'erupció del Krakatoa de 1883 o l'erupció del Mont Pinatubo de 1991, sent provablement comparable a l'erupció del Tambora de 1815.[9] Va produir al voltant de 104-207 km³ de tefra (vàries voltes més que l'erupció del mont Santa Helens en 1980), i importants grans fluix piroclásticos que varen cobrir 10.000 km² en més de 50 cm de pedra pómez i cendra, i casi 2.000.000 km² en un mant de cendra d'a lo manco 0,5 cm de gruixa. L'erupció va devastar una superfície de fins a 100 km de ràdio al voltant del volcà.

Archiu:Terra Blanca Jove Ilopango eruption.jpg
Centroamérica, el roig indica la zona a on va ocórrer un colapse demogràfic, segons Oppenheimer (2011)

El terme "Terra Blanca Jove" (TBJ) va ser creat en 1951 per Howel Williams i Helmut Meyer-Abich per a designar l'explosió, basant-se en la tefra sorprenentment lluenta. La gran erupció TBJ, segons el paleoecólogo de Califòrnia Robert Dull, pot haver segut un dels desencadenants de la fenomens meteorològics extrems de 535-536.[10]

El moment de l'erupció de TBJ durant molt temps no va estar clar; segons Hart i Virginia Steen-McIntyre (1983) [11] va tindre lloc en el periodo 260 d. C. (± 114 anys), segons Robert J. Sharer (1994): 132–133 d. C. [12] Una datació per radiocarbono del sediment piroclástico (tefra) en carbono-14 va donar com resultat l'any 429 d. C.

Robert Dull va vincular l'erupció de el TBJ en l'anomalia climàtica de l'any 540. Dull va senyalar una capa de cendra volcànica que, segons la seua investigació, es va depositar al voltant de Ilopango aproximadament al mateix temps que l'inici d'esta anomalia climàtica. En esta datació també podria haver ocorregut en el VI. La decadència de Teotihuacán en el centre de Mèxic, que data de la mateixa época, podria estar relacionada en l'erupció de Ilopango. En 2019, Dull i el seu equip varen publicar resultats de datació per radiocarbono de mostres de tres troncs d'arbres que varen trobar en els piroclastos del volcà i, en base en açò, varen reduir el periodo provable de l'erupció a aproximadament 500-545 d. C. En els núcleus de gèl polar hi ha dos senyals destacades de grans erupció volcàniques durant este periodo: una de 535/536, que només es registra en Groenlàndia i, per lo tant, provablement va ocórrer en l'hemisferi nort extratropical; i una segona de 539/540, que es constata tant en núcleus de perforació de Groenlàndia com en antàrtics, i que provablement siguen atribuibles a una erupció estratosférica en els tròpics.[13][14] Segons els autors, l'erupció de Ilopango va ocórrer en l'any 539 i està relacionada en l'anomalia climàtica de l'any 540.[15]

Akira Ichikawa va analisar les respostes humanes a l'erupció de Ilopango Terra Blanca Jove realisant excavacions en Sant Andrés, en la vall de Zapotitlán,[16] quaranta km a l'oest de la caldera del Ilopango. "Les senyes resultants sugerixen que un proyecte de construcció pública monumental, que va requerir una inversió laboral considerable, es va iniciar entre 5 i 30 anys despuix de l'erupció de TBJ (o dins de 80 anys com a màxim), utilisant un gran volum de tefra de TBJ com a material de construcció. Este proyecte va ser crucial per a restablir l'orde social i polític en la regió. Ademés, els resultats contribuïxen a una discussió sobre la resiliencia humana davant catàstrofe imprevista."[17]

Llac de Ilopango

[editar | editar còdic]
Archiu:SalvadorVolcanoEngraving.jpg
Gravat de la caldera en 1880 en el naiximent de les Illes Cremades. En la caldera es troba el llac de Ilopango (també cridat Llac de Apulo ), de 72 quilómetros quadrats de superfície i fins a 230 metros de profunditat, a una altitut d'uns 440 metros.

Després de la ignimbrita de Colima (la segona erupció de la caldera), fa aproximadament 1,56 millons d'anys, es formaria el llac de Ilopango, que ompli la caldera volcànica de 8 per 11 km (72 km²) tenint la caldera una vora festoneado de 100 m a 500 m d'altura, i els excedents de la qual són drenados a través del riu Jiboa cap al Oceà Pacífic.[2][18]

Events eruptivos menors varen formar varis domo de lava dins del llac i prop de la seua vora; estant entre els més antics els domo Cerro Tepeulo (en la vora de la caldera i sorgit fa aproximadament 180 mil anys), Cerro El Llom i Loma Cinc Tirs (abdós del fondo de la caldera, i que varen sorgir entre aproximadament 80 mil a 60 mil anys), que formen part de la formació Cuscatlán de la geologia salvadorenya.[3]

L'únic event eruptivo històric, ocorregut del 31 de decembre de 1879 al 26 de març de 1880, va produir un domo de lava i va tindre un VEI de 3. L'domo va alcançar la superfície del llac, formant els illots coneguts com a Illes Cremades.[19][20]

Referències

[editar | editar còdic]
  1. ↑ 1,0 1,1 1,2 1,3 1,4 1,5 Journal of Geosciences, 56.
    105–140.
  2. ↑ 2,00 2,01 2,02 2,03 2,04 2,05 2,06 2,07 2,08 2,09 Ivan Suñe-Puchol, Gerardo J. Aguirre-Díaz, Pablo Dávila-Harris, Daniel P. Miggins, Dario Pedrazzi, Antonio Costa, Carlos Ortega-Obregón, Pierre Lacan, Walter Hernández, Eduardo Gutiérrez. The Ilopango caldera complex, El Salvador: Origin and early ignimbrite-forming eruptions of a graven/pull-apart caldera structure. Journal of Volcanology and Geothermal Research, Volume 371, 2019, pp. 1-19, ISSN 0377-0273, https://doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2018.12.004.
  3. ↑ 3,0 3,1 3,2 3,3 3,4 3,5 Revista Geològica d'América Central, 66.
    1-23.
  4. ↑ Rose, William Ingersoll (2004). Natural Hazards in El Salvador (en en), Geological Society of America. ISBN 978-0-8137-2375-4.
  5. ↑ 5,0 5,1 5,2 Servici Nacional d'Estudis Territorials (SNET).
  6. ↑ Quaternary Science Reviews.222
    105855.ISSN 0277-3791.doi:10.1016/j.quascirev.2019.07.037.
  7. ↑ Journal of Volcanology and Geothermal Research.Elsevier.421(107426)doi:10.1016/j.jvolgeores.2021.107426.
  8. ↑ Journal of Volcanology and Geothermal Research.Elsevier.421(107426)doi:10.1016/j.jvolgeores.2021.107426.
  9. ↑ «Ilopango Volcano». www.volcanodiscovery.com. Consultat el 2024-5-1.
  10. ↑ «Colossal volcano behind 'mystery' global cooling finally found». web.archive.org. Consultat el 2024-05-01.
  11. ↑ William J. Hart, Virginia Steen-McIntyre: Terra Blanca tephra from the AD 260 eruption of Ilopango caldera. In: Payson D. Sheets: Archeology and Volcanism in Central America. University Press, Austin, Tx. 1983, ISBN 0-292-78708-1, S. 14–34.
  12. ↑ Robert J. Sharer: The ancient Maya. University Press, Stanford, Calif. 1994, S. 132–133, ISBN 0-8047-2130-0
  13. ↑ Matthew Toohey o. a.: Climatic and societal impacts of a volcanic double event at the dawn of the Middle Ages. En: Climatic Change. 2016, doi:10.1007/s10584-016-1648-7.
  14. ↑ Plantilla:Literatur
  15. ↑ Robert A. Dull, John R. Southon und Payson Sheets: Volcanism, Ecology and Culture: A Reassessment of the Volcà Ilopango Tbj eruption in the Southern Maya Realm, en: Latin American Antiquity Vol. 12, N.° 1 (març de 2001), pp. 25–44, JSTOR 971755
  16. ↑ «Map of the Zapotitán Valley, El Salvador.». Consultat el 2024-5-1.
  17. ↑ Ichikawa A. Human responses to the Ilopango Terra Blanca Jove eruption: excavations at San Andrés, El Salvador. Antiquity. 2022;96(386):372-386. doi:10.15184/aqy.2021.21, Consultat l'1 de maig de 2024
  18. ↑ «Water Resources Assessment of El Salvador» (pdf). United States Army Corps of Engineers (USACE) (1998). Archivat des d'el original, el 2009-1-9. Consultat el 2024-5-1.
  19. ↑ Golombek, Matthew P. (1978). “Tidal triggering of seismic and volcanic phenomena during the 1879–1880 eruption of Illes Cremades volcano in El Salvador, Central America”. Journal of Volcanology and Geothermal Research 3 (3–4): 299–307. doi:10.1016/0377-0273(78)90040-9. Bibcode: 1978JVGR....3..299G.
  20. ↑ «Història i cultura de Ilopango». Elsalvadorenelmundo.com.
Obtingut de «https://www.lenciclopedia.org/w/index.php?title=Caldera_del_llac_de_Ilopango&oldid=812719»