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Complejo volcánico Altiplano-Puna

Una fotografía satelital de los Andes Centrales, mirando hacia Argentina.
El APVC se encuentra en la parte inferior de la imagen, encima de la cadena de volcanes en la parte inferior.

El Complejo volcánico Altiplano-Puna (en español: Complejo volcánico Altiplano-Puna ), también conocido como APVC , es un complejo de sistemas volcánicos en la Puna de los Andes . Está ubicado en la zona del Altiplano , una zona montañosa limitada por la Cordillera Real boliviana en el este y por la cadena principal de los Andes, la Cordillera Occidental , en el oeste. Es resultado de la subducción de la Placa de Nazca debajo de la Placa Sudamericana . Los derretimientos causados ​​por la subducción han generado los volcanes del Cinturón Volcánico Andino, incluido el APVC. La provincia volcánica se encuentra entre los 21° S y los 24° S de latitud . El APVC se extiende por los países de Argentina , Bolivia y Chile . [1]

En el Mioceno - Plioceno (hace 10-1 millones de años ), las calderas hicieron erupción de ignimbritas félsicas [2] en cuatro pulsos distintos separados por períodos de bajos niveles de actividad. Al menos tres centros volcánicos ( caldera de Guacha , La Pacana , Pastos Grandes , Vilama ) tuvieron erupciones con un índice de expositividad volcánica (IEV) de 8 , así como centros eruptivos de menor escala. [3] La actividad disminuyó después de 2 millones de años , pero la actividad geotérmica actual y los volcanes que datan del Holoceno , así como la reciente deformación del suelo en el volcán Uturunku, indican que el sistema aún tiene actividad actual.

Geografía

La cadena montañosa de los Andes se originó a partir de la subducción de la placa de Nazca debajo de la placa Sudamericana y estuvo acompañada de un extenso vulcanismo. Entre los 14° S y los 28° S se encuentra una zona volcánica con más de cincuenta sistemas activos recientemente, la Zona Volcánica Central (ZVC). Desde finales del Mioceno , entre los 21° S y los 24° S, una importante provincia de ignimbrita formó una corteza de más de 70 kilómetros (43 millas) de espesor, el complejo volcánico Altiplano-Puna, entre Atacama y el Altiplano . El sistema volcánico Toba en Indonesia y Taupō en Nueva Zelanda son análogos a la provincia. [4] El APVC está ubicado en la meseta sur del Altiplano-Puna, una meseta superficial de 300 kilómetros (190 mi) de ancho y 2.000 kilómetros (1.200 mi) de largo a una altitud de 4.000 metros (13.000 pies), y se encuentra a 50-150 kilómetros (31-93 mi) al este del frente volcánico de los Andes. [5] Los cinturones de deformación lo limitan en el este. [6] El Altiplano en sí mismo forma un bloque que ha sido geológicamente estable desde el Eoceno ; por debajo del área de Atacama, por el contrario, existe una dinámica extensional reciente y una corteza debilitada. [7] La ​​Puna tiene una elevación promedio más alta que el Altiplano, [8] y algunos centros volcánicos individuales alcanzan altitudes de más de 6.000 metros (20.000 pies). [9] El basamento de la Puna norte es de edad Ordovícico a Eoceno . [10]

Geología

Una fotografía del domo de lava de Chao y sus flujos.
Los flujos lobulados del domo de lava del Cerro Chao

El APVC se genera por la subducción de la placa de Nazca debajo de la placa Sudamericana en un ángulo de casi 30°. La delaminación de la corteza se ha producido debajo de la Puna norte y el Altiplano sur. Por debajo de los 20 kilómetros (12 millas) de profundidad, los datos sísmicos indican la presencia de fundidos en una capa llamada zona de baja velocidad del Altiplano-Puna o cuerpo de magma del Altiplano-Puna . Las variaciones regionales de actividad al norte y al sur de los 24°S se han atribuido a la subducción que se mueve hacia el sur de la dorsal de Juan Fernández . Esta migración hacia el sur da como resultado un empinamiento de la placa en subducción detrás de la dorsal, lo que provoca la fusión por descompresión . [6] Entre 1:4 y 1:6 de los fundidos generados salen a la superficie en forma de ignimbritas . [6]

Las rocas máficas están asociadas con fallas de desgarre y fallas normales y se encuentran en la Puna y el Altiplano meridionales. La Puna meridional tiene andesitas calcoalcalinas que entraron en erupción hace 7 millones de años , siendo los magmas menos evolucionados los de Cerro Morado , de 6,7 millones de años , y los flujos del complejo Rachaite, de 8 a 7 m. En el Altiplano meridional se encuentran lavas basálticas sobre shoshoníticas (tanto de 25 como de 21 m) a andesíticas (post- miocénicas ). [6]

Las ignimbritas depositadas durante las erupciones de los volcanes APVC se forman por erupciones de "desbordamiento", donde las cámaras de magma que contienen magmas viscosos ricos en cristales y pobres en volátiles se vacían parcialmente de manera tranquila y no explosiva. Como resultado, los depósitos son masivos y homogéneos y muestran pocas características de segregación por tamaño o fluidización. Se ha argumentado que tales erupciones requieren desencadenantes externos para ocurrir. [6] Existe una relación dependiente del volumen entre la homogeneidad de los productos de la erupción y su volumen; las ignimbritas de gran volumen tienen heterogeneidad mineralógica y compositiva uniforme. Las ignimbritas de pequeño volumen a menudo muestran gradación en la composición. Este patrón se ha observado en otros centros volcánicos como la toba Fish Canyon en los Estados Unidos y las ignimbritas Toba en Indonesia . [11]

Petrológicamente, las ignimbritas se derivan de magmas dacíticos - riodacíticos . Los fenocristales incluyen biotita , óxidos de Fe - Ti , plagioclasa y cuarzo con apatita y titanita en menor cantidad . Las ignimbritas de la Puna del Norte también contienen anfíbol , y el clinopiroxeno y el ortopiroxeno se encuentran en magmas con bajo contenido de Si , mientras que los magmas con mayor contenido de Si también contienen sanidina . Estos magmas tienen temperaturas de 700–850 °C (1292–1562 °F) y se originan a profundidades de 4–8 kilómetros (2,5–5,0 mi). [6] Las ignimbritas se conocen colectivamente como Grupos San Bartolo y Silapeti. [7]

Desde el Mioceno, el APVC también ha producido erupciones de magmas menos silícicos que contienen olivino , plagioclasa y  clinopiroxeno . Estos magmas "máficos" forman varios volcanes monogénicos , inclusiones en magmas más silícicos y flujos de lava que a veces se producen de forma aislada y a veces están vinculados a estratovolcanes . [12] [13]

Las erupciones se ven afectadas por las condiciones locales, lo que da como resultado columnas de erupción a gran altitud que son ordenadas por los vientos estratosféricos del oeste. Los depósitos gruesos se depositan cerca de los respiraderos, mientras que la ceniza fina se transporta al Chaco y la cordillera oriental. Los volcanes más altos del mundo se encuentran aquí, incluidos Ojos del Salado de 6.887 metros (22.595 pies) de altura y Llullaillaco de 6.723 metros (22.057 pies) de altura . Algunos volcanes han sufrido derrumbes de flancos que cubren hasta 200 kilómetros cuadrados (77 millas cuadradas). [8] La mayoría de las calderas están asociadas con sistemas de fallas que pueden desempeñar un papel en la formación de la caldera. [14]

Investigación científica

Las calderas de la zona son poco conocidas y es posible que algunas aún no se hayan descubierto. Algunas calderas fueron objeto de una investigación exhaustiva. [15] La investigación en esta zona es física y logísticamente difícil. [7] Se han utilizado análisis de isótopos de neodimio , plomo y boro para determinar el origen de los productos de la erupción. [16] [17]

El clima seco y la gran altitud del desierto de Atacama han protegido los depósitos de vulcanismo APVC de la erosión , [7] [16] pero la erosión limitada también reduce la exposición de capas y estructuras enterradas. [3] También se ha obtenido evidencia de actividad volcánica y variación cíclica a partir de depósitos de lluvia radiactiva remotos. [18]

Historia geológica

El área APVC antes del Mioceno superior se formó en gran parte a partir de capas sedimentarias de edad Ordovícico a Mioceno y se deformó durante etapas anteriores de la orogenia andina, con volcanes de bajo volumen. [15] La actividad hasta el Mioceno tardío fue efusiva con andesita como producto principal. [4] Después de una pausa volcánica relacionada con la subducción de losas planas , a partir de 27 millones de años el vulcanismo aumentó repentinamente. [3]

Las ignimbritas tienen una edad que va desde 25 a 1 ma . [5] A finales del Mioceno , se produjeron erupciones de magmas de andesita más evolucionados y aumentaron los componentes de la corteza. A finales del Terciario hasta el Cuaternario , se produjo una disminución repentina del vulcanismo máfico junto con una aparición repentina de ignimbritas riodacíticas y dacíticas . [19] Durante este brote, erupcionaron principalmente dacitas con cantidades subordinadas de riolitas y andesitas. [5] El área se elevó durante el brote y la corteza se engrosó a 60-70 kilómetros (37-43 mi). [15] Esto desencadenó la formación de cuencas evaporíticas que contenían halita , boro y sulfato [16] y puede haber generado los depósitos de nitrato del desierto de Atacama . [20] El aumento repentino se explica por un empinamiento repentino de la placa de subducción, similar al brote de ignimbrita del Terciario medio . [8] En la Puna norte, la actividad de ignimbrita comenzó hace 10 millones de años, con una actividad a gran escala que ocurrió entre 5 y 3,8 millones de años en el frente del arco y entre 8,4 y 6,4 millones de años en el arco posterior. En la Puna sur, la actividad de contraarco se estableció en 14-12 millones de años y las erupciones más grandes ocurrieron después de 4 millones de años. [6] El inicio de la actividad ignímbrita no es contemporáneo en toda el área del APVC; al norte de 21°S, las formaciones Alto de Pica y Oxaya se formaron hace 15-17 y 18-23 millones de años respectivamente, mientras que al sur de 21°S la actividad de ignimbrita a gran escala no comenzó hasta 10,6 millones de años. [7]

La actividad disminuyó después de 2 millones de años [ 21] y después de 1 millón de años y durante el Holoceno , la actividad fue principalmente de naturaleza andesítica con grandes ignimbritas ausentes. [13] La actividad con composición similar a las ignimbritas se limitó a la erupción de domos y flujos de lava, interpretados como escapando de un umbral regional de 1 a 4 kilómetros (0,62 a 2,49 millas) de altura a 14 a 17 kilómetros (8,7 a 10,6 millas) de profundidad. [4] [11]

El APVC aún se encuentra activo, con recientes disturbios e inflación del suelo detectados por InSAR en el volcán Uturuncu a partir de 1996. Las investigaciones indican que estos disturbios resultan de la intrusión de magma dacítico a 17 kilómetros (11 millas) o más de profundidad y pueden ser un preludio a la formación de calderas y actividad eruptiva a gran escala. [22] Otros centros activos incluyen los campos geotérmicos El Tatio y Sol de Mañana y los campos dentro de las calderas Cerro Guacha y Pastos Grandes . Este último también contiene flujos y domos riolíticos de <10 ka . [7] Las implicaciones de los domos de lava recientes para la actividad futura en el APVC son controvertidas, [23] pero la presencia de componentes máficos en rocas volcánicas recientemente erupcionadas puede indicar que el sistema de magma se está recargando. [12] [24]

Medida

El APVC entró en erupción en un área de 70.000 kilómetros cuadrados (27.000 millas cuadradas) [25] a partir de diez sistemas principales, algunos activos durante millones de años y comparables a la Caldera de Yellowstone y la Caldera de Long Valley en los Estados Unidos. [4] El APVC es la provincia de ignimbrita más grande del Neógeno [21] con un volumen de al menos 15.000 kilómetros cúbicos (3.600 millas cuadradas), [25] y el cuerpo magmático subyacente se considera la zona de fusión continental más grande , [21] formando un batolito . [7] Alternativamente, el cuerpo revelado por estudios sísmicos es la masa remanente de la zona de acumulación de magma. [9] Los depósitos de los volcanes cubren una superficie de más de 500.000 kilómetros cuadrados (190.000 millas cuadradas). [8] La Pacana es el complejo individual más grande del APVC con dimensiones de 100 por 70 kilómetros cuadrados (39 millas cuadradas × 27 millas cuadradas), incluida la caldera de 65 por 35 kilómetros (40 millas × 22 millas). [7]

Las tasas de generación de magma durante los pulsos son de aproximadamente 0,001 kilómetros cúbicos por año (0,032 m 3 /s), basándose en el supuesto de que por cada 50-100 kilómetros cúbicos (12-24 millas cúbicas) de arco hay una caldera. Estas tasas son sustancialmente más altas que el promedio de la Zona Volcánica Central, 0,00015-0,0003 kilómetros cúbicos por año (0,0048-0,0095 m 3 /s). Durante los tres pulsos fuertes, la extrusión fue incluso mayor, de 0,004-0,012 kilómetros cúbicos por año (0,13-0,38 m 3 /s). Las tasas de intrusión varían de 0,003 a 0,005 kilómetros cúbicos por año (0,095 a 0,158 m 3 /s) y dieron lugar a plutones de un volumen de 30 000 a 50 000 kilómetros cúbicos (7200 a 12 000 mi3) debajo de las calderas. [9]

Fuente de magmas

El modelado indica un sistema donde los fundidos andesíticos provenientes del manto se elevan a través de la corteza y generan una zona de vulcanismo máfico . [26] [13] Los aumentos en el flujo de fundido y, por lo tanto, el calor y la entrada de volátiles provocan la fusión parcial de la corteza, formando una capa que contiene fundidos que llegan hasta el Moho que inhibe el ascenso de magmas máficos debido a su mayor flotabilidad . En cambio, los fundidos generados en esta zona eventualmente alcanzan la superficie, generando vulcanismo félsico. Algunos magmas máficos escapan lateralmente después de estancarse en la zona que contiene el fundido; estos generan más sistemas volcánicos máficos en el borde del vulcanismo félsico, [19] como Cerro Bitiche . [10] Los magmas son mezclas de fundidos derivados de la corteza y del manto máfico con una firma petrológica y química consistente. [21] El proceso de generación de fundido puede involucrar varias capas diferentes en la corteza. [27]

Otro modelo requiere la intrusión de masas basálticas fundidas en una corteza anfíbol, lo que da lugar a la formación de magmas híbridos. La fusión parcial de la corteza y del basalto hidratado genera masas andesíticas - dacíticas fundidas que escapan hacia arriba. Se forma un residuo compuesto de piroxenita granate a una profundidad de 50 kilómetros (31 millas). Este residuo es más denso que la peridotita del manto y puede causar la delaminación de la corteza inferior que contiene el residuo. [6]

Entre 18 y 12 millones de años atrás , la región Puna-Altiplano estuvo sujeta a un episodio de subducción plana de la Placa de Nazca . Una intensificación de la subducción después de 12 millones de años resultó en la afluencia de astenosfera caliente. [28] Hasta ese momento, la diferenciación y cristalización de magmas máficos ascendentes habían producido principalmente magmas andesíticos. El cambio en los movimientos de las placas y el aumento de la generación de material fundido causaron un vuelco y anatexis de la zona de generación de material fundido, formando una barrera de densidad para los materiales fundidos máficos que posteriormente se estancaron debajo de la zona de generación de material fundido. Los materiales fundidos dacíticos escaparon de esta zona, formando diapiros y las cámaras de magma que generaron el vulcanismo de ignimbrita APVC. [7]

La generación de magma en el APVC es periódica, con pulsos reconocidos hace 10, 8, 6 y 4 millones de años. La primera etapa incluyó las ignimbritas Artola, Granada, Bajo Río San Pedro y Mucar. El segundo pulso involucró a las ignimbritas Panizos, Sifon y Vilama y el tercero fue el más grande, con varias ignimbritas. El cuarto pulso fue más débil que los anteriores e involucró a las ignimbritas Patao y Talabre, entre otras. [9]

Los magmas debajo del APVC son notablemente ricos en agua derivada de la subducción de rocas ricas en agua. Se ha invocado una relación de volumen de alrededor del 10-20% de agua para explicar el patrón de conductividad eléctrica a una profundidad de 15-30 kilómetros (9,3-18,6 mi). Se ha estimado que la cantidad total de agua es de aproximadamente 14.000.000.000.000.000 kilogramos (3,1 × 10 16  lb), comparable a los grandes lagos de la Tierra . [29]

Estudios tomográficos

La tomografía sísmica es una técnica que utiliza las ondas sísmicas producidas por los terremotos para recopilar información sobre la composición de la corteza y el manto debajo de un sistema volcánico. Las diferentes capas y estructuras de la Tierra tienen diferentes velocidades de propagación de las ondas sísmicas y las atenúan de manera diferente, lo que da como resultado diferentes tiempos de llegada e intensidades de las ondas que viajan en una dirección determinada. A partir de varias mediciones, se pueden inferir modelos 3D de las estructuras geológicas. Los resultados de dicha investigación indican que una losa altamente hidratada derivada de la placa de Nazca , una fuente importante de fundidos en un sistema de vulcanismo colisional, se encuentra debajo de la Cordillera Occidental. Debajo del Altiplano, las zonas de baja velocidad indican la presencia de grandes cantidades de fundidos parciales que se correlacionan con zonas volcánicas al sur de los 21° S, mientras que al norte de los 21° S, capas litosféricas más gruesas pueden impedir la formación de fundidos. Junto a la Cordillera Oriental, las zonas de baja velocidad se extienden más al norte hasta los 18,5° S. [30] Una zona debilitada térmicamente, evidenciada por una fuerte atenuación, en la corteza está asociada con el APVC. Esto indica la presencia de fundidos en la corteza. [31] Se supone que una capa de baja velocidad (velocidad de corte de 1 kilómetro por segundo (0,62 mi/s)) de 17 a 19 kilómetros (11 a 12 mi) de espesor alberga el cuerpo de magma del APVC. [9] Este cuerpo tiene un volumen de aproximadamente 480.000 a 530.000 kilómetros cúbicos (120.000 a 130.000 mi3) [32] y una temperatura de aproximadamente 1.000 °C (1.830 °F). [12] Otros datos sismológicos indican una delaminación parcial de la corteza bajo la Puna, lo que resulta en un aumento de la actividad volcánica y la altura del terreno. [33]

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Ignimbritas

Referencias

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Bibliografía

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