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Cinturón Volcánico Transmexicano

El Cinturón Volcánico Transmexicano ( en español : Eje Volcánico Transversal ), también conocido como Cinturón Transvolcánico y localmente como Sierra Nevada ( Cordillera Nevada ), [4] es un cinturón volcánico activo que cubre el centro-sur de México . Varios de sus picos más altos tienen nieve durante todo el año y, cuando hace buen tiempo, son visibles para un gran porcentaje de quienes viven en las numerosas mesetas desde las que se elevan estos volcanes.

Historia

El Cinturón Volcánico Transmexicano se extiende a lo largo del centro-sur de México desde el Océano Pacífico hasta el Golfo de México entre 18°30'N y 21°30'N, descansando en el borde sur de la Placa de América del Norte . [1] [5] Esta estructura de aproximadamente 1000 kilómetros de largo y 90-230 km de ancho es un arco volcánico continental activo de este a oeste ; abarcando un área de aproximadamente 160.000 km 2 . [1] Durante varios millones de años, la subducción de las placas Rivera y Cocos debajo de la Placa Norteamericana a lo largo del extremo norte de la Fosa Mesoamericana formó el Cinturón Volcánico Transmexicano. [6] [7] El Cinturón Volcánico Transmexicano es un cinturón volcánico único; no es paralelo a la Fosa Mesoamericana y muchos de los principales estratovolcanes están ubicados oblicuamente a la posición general del arco. Además de las complejidades fisiográficas, las composiciones ígneas varían: los productos dominantes relacionados con la subducción contrastan con las firmas geoquímicas intraplacas. [1] [3] Los muchos aspectos intrigantes del cinturón han estimulado varias hipótesis basadas en un escenario de subducción típico: fallas transformantes con fugas dentro de la placa , plumas del manto , rifting continental y salto de la elevación del Pacífico hacia el este. [1] [6] Estas características están parcialmente relacionadas con la reactivación de sistemas de fallas tempranas durante la evolución del Cinturón Volcánico Transmexicano. La geometría, la cinemática y la edad del principal sistema de falla frágil definen una gama compleja de lo que podrían ser múltiples factores que afectan la deformación de la correa. [1] [2] [8] Exhibe muchas características volcánicas, no limitadas a grandes estratovolcanes, incluidos conos de volcanes monogenéticos , volcanes en escudo , complejos de domos de lava y calderas importantes . [3]

Marco geológico

Principales volcanes activos de México. De oeste a este, los volcanes que forman parte del cinturón volcánico Transmexicano son el Nevado de Colima , el Parícutin , el Popocatépetl y el Pico de Orizaba .

Antes de la formación del Cinturón Volcánico Transmexicano, un cinturón volcánico más antiguo pero relacionado, la Sierra Madre Occidental ocupaba el área. El vulcanismo relacionado con la subducción , que se reanudó en el Eoceno , después de la deformación de Laramide , formó el arco volcánico de sílice de la Sierra Madre Occidental en una zona de paleosubducción frente a la costa de Baja California , antes de que la península se separara . [5] [9] [10] Desde el Eoceno tardío hasta el Mioceno medio , la rotación en sentido antihorario del arco volcánico hizo la transición de la Sierra Madre Occidental, una vez activa, a un Cinturón Volcánico Transmexicano ahora activo. [5] [9] Para el Mioceno Medio, la transición de las composiciones silícicas a más máficas fue completa y puede considerarse el comienzo del Cinturón Volcánico Transmexicano. [5] Debido a la orientación ortogonal del Cinturón Volcánico Transmexicano en relación con la tendencia de las provincias tectónicas mexicanas, su basamento Pre- Cretácico es altamente heterogéneo. [1] El Cinturón Volcánico Transmexicano al este de 101°O descansa sobre terrenos precámbricos , ensamblados en el microcontinente Oaxaquia y en el terreno Paleozoico Mixteco . Al oeste de 101°O, el Cinturón Volcánico Transmexicano reside sobre el terreno compuesto Guerro, una formación de arcos marginales marinos del Jurásico al Cretácico, que están construidos sobre turbiditas siliclásticas del Triásico y Jurásico temprano . El ensamblaje de estas rocas del basamento resulta con un espesor de 50 a 55 km al este de 101°W y de 35 a 40 km al oeste de 101°W. [1] [8]

Evolución de la placa

Las placas en subducción se originaron a partir de la ruptura de la Placa Farallón aproximadamente hace 23 Ma, lo que creó dos placas en latitudes ecuatoriales, la Placa de Cocos y la Placa de Nazca del sur . La Placa de Rivera fue el último fragmento desprendido de la Placa de Cocos, convirtiéndose en una microplaca alrededor de 10 Ma. [1] Esta pequeña placa está limitada por la zona de fractura de Rivera, la Dorsal del Pacífico Oriental , la zona de fractura de Tamayo y la Fosa Mesoamericana. La Placa de Cocos más grande está limitada por la Placa de América del Norte (NAM) y la Placa del Caribe al noreste, la Placa del Pacífico al oeste y al sur por la Placa de Nazca. [1] Las Cocos y Rivera son placas oceánicas relativamente jóvenes (25 y 10 Ma) que se están subduciendo a lo largo de la Fosa Mesoamericana a diferentes velocidades de convergencia (Rivera = ~30 mm/año y Cocos = ~ 50–90 mm/año) . [3] [11] Las rocas relacionadas con la subducción que se encuentran comúnmente, como las rocas calco-alcalinas, ocupan volumétricamente la mayor parte del Cinturón Volcánico Transmexicano, pero volúmenes más pequeños de lavas tipo intraplaca, rocas ricas en potasio y adakites están asociados con el área. [3] Las rocas adaquíticas (más félsicas) del Mioceno medio se encuentran más alejadas de la fosa y a lo largo del frente volcánico del Cinturón Volcánico Transmexicano central durante el Plioceno - Cuaternario . Se ha sugerido que el derretimiento de losas contribuyó a la huella adaquítica en el Cinturón Volcánico Transmexicano, provocada por la prolongada subducción plana de la Placa de Cocos. [3]

Evolución del cinturón

Formación

Evolución volcánica y cambios de composición a lo largo del tiempo. 1) Del Mioceno temprano al tardío, el cinturón de las placas de Cocos y Rivera comienza la subducción debajo del centro de México. [9] 2) Del Mioceno tardío al Plioceno temprano, el desgarro de la losa comienza a propagarse de oeste a este a través de la parte posterior norte del cinturón, permitiendo que el calor astenosférico genere el episodio máfico. [12] [13] 3) Mioceno más reciente: el Plioceno temprano fue el inicio de más volcanes silíceos generados por la subducción de losa plana que empujó el cinturón hacia el interior, hacia el norte. [11] 4) Del Plioceno tardío al Holoceno se caracteriza por el retroceso de la losa que envía el arco volcánico hacia la posición actual.
  1. Desde principios hasta mediados del Mioceno, ~20 a 8 Ma, el arco volcánico inicial del Cinturón Volcánico Transmexicano consistió en vulcanismo efusivo intermedio, produciendo volcanes poligenéticos andesíticos y dacíticos que se extendieron desde el oeste de Michoacán (longitud 102°O) hasta el área de Palma Sola (longitud 102°O). 98°30'). La geometría del límite de la placa y la estructura térmica de la losa de subducción subhorizontal son los factores que controlan el vulcanismo del arco inicial. [9] El magmatismo se alejó de la fosa y se movió hacia el noreste, hacia el Golfo de México, lo que le dio al arco su característica orientación EW, el empuje hacia el interior del arco mostró un derretimiento progresivamente más seco y, finalmente, comenzó a producirse un derretimiento de la losa , lo que sugiere un aplanamiento de la fosa subducida. losa. [1] [5] Las rocas más antiguas de esta edad pueden estar expuestas cerca del frente volcánico moderno, en el centro de México. [14]
  2. Un pulso de vulcanismo máfico que se desplazaba hacia el este en el Mioceno tardío, de ~11 Ma, barrió todo el centro de México , al norte del arco previamente formado, y terminó hace ~3 Ma. La aparición de las lavas máficas indica la propagación lateral del desgarro de la losa, provocada por el final de la subducción debajo de Baja California, lo que permite la afluencia de astenosfera hacia la cuña del manto . [12] Este vulcanismo creó mesetas basálticas a través de fisuras, o menos comúnmente, pequeños volcanes en escudo y conos de lava, con un volumen de lava decreciente hacia el este. [1] [13]
  3. Al oeste de 103°O, el vulcanismo silícico entre 7,5 y 3,0 Ma se volvió bimodal (máfico-silícico) a principios del Plioceno, creando grandes complejos de domos e ignimbritas , y marcó el comienzo de la migración del vulcanismo hacia las trincheras. Al este de los complejos de domos de 101°O, se pueden encontrar flujos de lava y grandes calderas que produjeron cantidades significativas de ignimbritas (>50 km 3 ) de composición dacítica a riolítica que datan de entre 7,5 y 6 Ma. Existe una ausencia de vulcanismo silícico entre estas regiones durante toda la historia del Cinturón Volcánico Transmexicano. Desde finales del Mioceno, el vulcanismo silícico migró hacia las trincheras a lo largo de 200 km en el sector oriental (al este de 101°W) y 100 km en el sector occidental (al oeste de 103°W). [1] [5] [13] [14]
  4. Desde finales del Plioceno, el estilo y la composición del vulcanismo en el Cinturón Volcánico Transmexicano se volvieron más diversos. En varias áreas, las rocas calco-alcalinas volumétricamente dominantes están asociadas con volúmenes modestos de lavas tipo intraplaca u otras rocas ricas en potasio, acompañadas de rocas peralcalinas riolíticas cuaternarias . Este arco moderno consta de un cinturón frontal dominado por fundentes y fusión de losas y un cinturón posterior caracterizado por las rocas diferenciadas mencionadas anteriormente. [1] [3] Ausentes desde ~9 Ma, los estratovolcanes comenzaron a crearse en el último 1 Ma ~100 km detrás del frente volcánico en el Sector Occidental, orientados Oeste - Noroeste y Este - Sudeste. En el sector oriental, todos los estratovolcanes se encuentran dentro del frente volcánico. Una excepción a la ubicación de estos estratovolcanes es el complejo volcánico de Colima , que está ubicado al sur del extremo sur de la losa de Cocos y Rivera y es el edificio volcánico más grande del Cinturón Volcánico Transmexicano. [1] Además de los estratovolcanes, también son característicos de este episodio los campos volcánicos monogenéticos, siendo el más destacado el campo volcánico Michoacán-Guanajuato .

Causa de la subducción de losa plana

La subducción de losas planas comúnmente puede explicarse por la subducción de la meseta oceánica y una placa superior rápida. La subducción plana del centro de México no es evidente. La losa plana del cinturón volcánico Transmexicano está confinada entre ~101°W y 96°W; esta región puede explicarse por una corteza continental más gruesa . La existencia de una corteza gruesa y fuerte combinada con una disminución del aporte de fluido contribuyó a estrechar la cuña astenosférica, aumentando la viscosidad y las fuerzas de succión, lo que condujo a una subducción plana, impidiendo que la placa oceánica ingresara al manto. [1] [11]

Geografía

Región

Desde el oeste, el Cinturón Volcánico Transmexicano corre desde Colima y Jalisco hacia el este a través del norte de Michoacán , el sur de Guanajuato , el sur de Querétaro , Estado de México , el sur de Hidalgo , el Distrito Federal , el norte de Morelos , Puebla y Tlaxcala , hasta el centro de Veracruz .

La Meseta Mexicana se encuentra al norte, limitada por la Sierra Madre Occidental al oeste y la Sierra Madre Oriental al este. Los volcanes Cofre de Perote y Pico de Orizaba , en Puebla y Veracruz, marcan el encuentro del Cinturón Volcánico Transmexicano con la Sierra Madre Oriental. Al sur, la cuenca del río Balsas se encuentra entre la Faja Volcánica Transmexicana y la Sierra Madre del Sur . Esta área es también una provincia fisiográfica distinta de la división fisiográfica más grande del Sistema Sierra Madre. [4]

La Sierra de Ajusco-Chichinauhtzin también forma parte del Cinturón. [15]

Picos

Pico de Orizaba

El punto más alto, también el punto más alto de México, es el Pico de Orizaba (5,636 metros (18,491 pies)), también conocido como Citlaltépetl, ubicado en 19°01′N 97°16'W / 19.017°N 97.267°W / 19.017; -97.267 . Éste, y varios de los otros picos altos, son volcanes activos o inactivos .

Otros volcanes notables en el rango incluyen (de oeste a este) Nevado de Colima (4.339 metros (14.236 pies)), Parícutin (2.774 metros (9.101 pies)), Nevado de Toluca (4.577 metros (15.016 pies)), Popocatépetl (5.452 metros (17,887 pies)), Iztaccíhuatl (5,286 metros (17,343 pies)), Matlalcueitl (4,461 metros (14,636 pies)) Cofre de Perote (4,282 metros (14,049 pies)) y Sierra Negra , compañera del Pico de Orizaba (4,580 metros (15.030 pies)). [4]

Ecología

Las montañas albergan los bosques de pino-encino del Cinturón Volcánico Transmexicano , una de las subecorregiones de bosques de pino-encino mesoamericanos .

La Faja Volcánica Transmexicana tiene muchas especies endémicas, entre ellas el arrendajo Transvolcánico ( Aphelocoma ultramarina ). [4]

Las cenizas volcánicas hacen que los suelos de la región sean muy fértiles, lo que (especialmente junto con la elevación que hace que el clima tropical sea más suave) ha llevado a altas densidades de población humana en el cinturón que ahora a veces dañan el medio ambiente.

Ver también

Referencias

  1. ^ abcdefghijklmnopqrst Ferrari, Luca; Esquivel, Teresa; Manea, Vlad; Manea, Marina (2012). "La historia dinámica del Cinturón Volcánico Transmexicano y la zona de subducción de México". Tectonofísica . 522–523: 122–149. Código Bib : 2012Tectp.522..122F. doi :10.1016/j.tecto.2011.09.018.
  2. ^ ab Suter, M.; Quintero, O. (30 de julio de 1992). "Fallas Activas y Estado de Tensión en la Parte Central de la Faja Volcánica Transmexicana, México 1. La Falla de Venta de Bravo". Revista de investigaciones geofísicas . 97 (B8): 11.983–11.993. Código bibliográfico : 1992JGR....9711983S. doi :10.1029/91jb00428.
  3. ^ abcdefg Manea, Vlad; Manea, Marina; Ferrari, Luca (2013). "Una perspectiva geodinámica sobre la subducción de las placas Cocos y Rivera debajo de México y Centroamérica". Tectonofísica . 609 : 56–81. Código Bib : 2013Tectp.609...56M. doi :10.1016/j.tecto.2012.12.039.
  4. ^ abcd Delgado de Cantú, Gloria M. (2003). México, estructuras, políticas, económicas y sociales. Pearson Educación. ISBN 978-970-26-0357-3.
  5. ^ abcdef Ferrari, Luca. "El rompecabezas geoquímico del cinturón volcánico Transmexicano: ¿penacho del manto, ruptura continental o perturbación del manto inducida por subducción?". www.MantlePlumes.org .
  6. ^ ab Ego, Federico; Verónica, Ansan (2002). "¿Por qué se produce una deformación transtensiva del Cinturón Volcánico Transmexicano Central?". Tectonofísica . 359 (1): 189–208. Código Bib : 2002Tectp.359..189E. doi :10.1016/s0040-1951(02)00511-5.
  7. ^ García-Palomo, A.; Macías, J; Tolson, G; Valdez, G; Mora, J (2002). "Estratigrafía volcánica y evolución geológica de la región de Apan, sector centro-oriental de la Faja Volcánica Transmexicana". Geofísica Internacional . 41 (2): 133-150.
  8. ^ ab Guzmán, Eduardo; Zoltán, Cserna (1963). "Historia Tectónica de México". Volúmenes especiales de AAPG . 151 : 113-129.
  9. ^ abcd Ferrari, Luca; López-Martínez, Margarita; Aguirre-Díaz, Gerardo; Carrasco-Núñez, Gerardo (1999). "Patrones espacio-temporales del vulcanismo del arco cenozoico en el centro de México: de la Sierra Madre Occidental al Cinturón Volcánico Mexicano". GSA . 27 (4): 303–306. Código Bib : 1999Geo....27..303F. doi :10.1130/0091-7613(1999)027<0303:stpoca>2.3.co;2.
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  11. ^ abc Pérez-Campos, Xyoli; Kim, YoungHee; Huske, Allen; Davis, Pablo; Clayton, Robert; Iglesias, Arturo; Pacheco, Javier; Singh, Sri; Manea, Vlad; Gurnis, Michael (2008). "Subducción horizontal y truncamiento de la Placa de Cocos debajo del centro de México" (PDF) . Cartas de investigación geofísica . 35 (18): L18303. Código Bib : 2008GeoRL..3518303P. doi : 10.1029/2008GL035127 .
  12. ^ ab Ferrari, Luca (2004). "Control de desprendimiento de losa sobre pulso volcánico máfico y heterogeneidad del manto en el centro de México". GSA . 32 (1): 77–80. Código Bib : 2004Geo....32...77F. doi :10.1130/g19887.1.
  13. ^ abc Ferrari, Luca; Petrone, Chiara; Francalanci, Lorella (2001). "Generación de vulcanismo de tipo basalto de islas oceánicas en el cinturón volcánico Transmexicano occidental por retroceso de losas, infiltración de astenosfera y fusión de flujo variable". GSA . 29 (6): 507–510. Código Bib : 2001Geo....29..507F. doi :10.1130/0091-7613(2001)029<0507:gooibt>2.0.co;2.
  14. ^ ab Gómez-Tuena, A; Ferrari, L.; Orozco-Esquivel, Ma.T. (2007). "Petrogénesis ígnea de la Faja Volcánica Transmexicana",". Documento especial de la Sociedad Geológica de América . 422 (Capítulo 5): 129–182. doi :10.1130/2007.2422(05).
  15. ^ Jiménez González, Víctor Manuel (2014). Guía de Viaje del Distrito Federal (DF) [ Guía de Viajes del Distrito Federal (DF) ] (en español). Solaris Comunicación. pag. 39.

enlaces externos

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