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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 . Se ubica en la zona del Altiplano , un altiplano delimitado por la Cordillera Real boliviana al este y por la cadena principal de los Andes, la Cordillera Occidental , al oeste. Resulta de la subducción de la Placa de Nazca debajo de la Placa Sudamericana . Los derretimientos provocados por subducción han generado los volcanes del Cinturón Volcánico Andino incluido el APVC. La provincia volcánica está ubicada entre los 21° S y 24° S de latitud . La APVC se extiende por los países de Argentina , Bolivia y Chile . [1]

En el Mioceno - Plioceno (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 Guacha , La Pacana , Pastos Grandes , Vilama ) tuvieron erupciones de 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 aún existe actividad actual del sistema.

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 14° S y 28° S se encuentra una zona volcánica con más de cincuenta sistemas activos recientemente, la Zona Volcánica Central (CVZ). Desde finales del Mioceno , entre 21° S y 24° S, se formó una importante provincia de ignimbrita con 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 millas) de ancho y 2000 kilómetros (1200 millas) de largo a una altitud de 4000 metros (13000 pies), y se encuentra entre 50 y 150 kilómetros. (31–93 millas) al este del frente volcánico de los Andes. [5] Cinturones deformaciones lo limitan al este. [6] El Altiplano mismo forma un bloque que ha sido geológicamente estable desde el Eoceno ; Por el contrario, debajo del área de Atacama 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 del Ordovícico al Eoceno . [10]

Geología

Una fotografía de la cúpula y los flujos de lava de Chao.
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 del Altiplano sur. Por debajo de los 20 kilómetros (12 millas) de profundidad, los datos sísmicos indican la presencia de derretimientos en una capa llamada zona de baja velocidad Altiplano-Puna o cuerpo de magma del Altiplano Puna . Las variaciones regionales de actividad al norte y al sur de 24°S se han atribuido a la subducción que se mueve hacia el sur de la Cordillera Juan Fernández . Esta migración hacia el sur da como resultado un empinamiento de la placa en subducción detrás de la cresta, lo que provoca una fusión por descompresión . [6] Entre 1:4 y 1:6 de los fundidos generados salen a la superficie como ignimbritas . [6]

Las rocas máficas están asociadas con fallas de rumbo y fallas normales y se encuentran en el sur de la Puna y el Altiplano. La Puna sur tiene andesitas calco-alcalinas que hicieron erupción después de 7 millones de años , siendo los magmas menos evolucionados los flujos del complejo Cerro Morado de 6,7 millones de años y Rachaite de 8 a 7 m. En el Altiplano sur se encuentran lavas basálticas , shoshoníticas ( 25 y 21 m) y andesíticas (post- Mioceno ). [6]

Las ignimbritas depositadas durante las erupciones de los volcanes APVC se forman mediante erupciones "en ebullición", donde las cámaras de magma que contienen magmas pobres en volátiles, ricos en cristales viscosos, se vacían parcialmente de manera tranquila y no explosiva. Como resultado, los depósitos son masivos y homogéneos y muestran pocas características de segregación de tamaño o fluidización. Se ha argumentado que tales erupciones requieren desencadenantes externos. [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 una heterogeneidad mineralógica y compositiva uniforme. Las ignimbritas de pequeño volumen suelen mostrar una gradación en su composición. Este patrón se ha observado en otros centros volcánicos como Fish Canyon Tuff en 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 menor apatita y titanita . Las ignimbritas del norte de la Puna también contienen anfíbol , y clinopiroxeno y ortopiroxeno se encuentran en magmas con bajo contenido de Si , mientras que los magmas con alto contenido de Si también contienen sanidina . Estos magmas tienen temperaturas de 700 a 850 ° C (1292 a 1562 ° F) y se originan a profundidades de 4 a 8 kilómetros (2,5 a 5,0 millas). [6] Las ignimbritas se conocen colectivamente como Grupos San Bartolo y Silapeti. [7]

Desde el Mioceno, el APVC también ha hecho erupción de magmas menos silícicos que contienen olivino ,  plagioclasa y  clinopiroxeno . Estos magmas "máficos" forman diversos volcanes monogenéticos , inclusiones en magmas más silícicos y flujos de lava que a veces se presentan de forma aislada y otras veces están vinculados a estratovolcanes . [12] [13]

Las erupciones se ven afectadas por las condiciones locales, lo que da como resultado columnas eruptivas a gran altitud que son ordenadas por los vientos estratosféricos del oeste. Los depósitos gruesos se depositan cerca de los respiraderos, mientras que las cenizas finas se transportan al Chaco y la cordillera oriental. Los volcanes más altos del mundo se encuentran aquí, incluidos los Ojos del Salado de 6.887 metros (22.595 pies) de altura y el Llullaillaco de 6.723 metros (22.057 pies) de altura . Algunos volcanes han sufrido colapsos 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 calderas. [14]

Investigación científica

Las calderas de la zona no se conocen bien y es posible que algunas aún no se hayan descubierto. Algunas calderas fueron objeto de una investigación exhaustiva. [15] La investigación en esta área 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 han obtenido pruebas de actividad volcánica y variación cíclica de depósitos remotos de lluvia radiactiva. [18]

Historia geológica

El área de APVC antes del Mioceno superior se formó en gran medida a partir de capas sedimentarias del Ordovícico al Mioceno y se deformó durante etapas anteriores de la orogenia andina, con volcanes de bajo volumen. [15] La actividad hasta finales del Mioceno fue efusiva con la 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 edades comprendidas entre 25 millones de años y 1 millón de años. [5] A finales del Mioceno , entraron en erupción magmas andesíticos 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, hizo erupción principalmente dacitas con cantidades subordinadas de riolitas y andesitas. [5] El área se elevó durante el brote y la corteza se espesó a 60 a 70 kilómetros (37 a 43 millas). [15] Esto desencadenó la formación de cuencas de evaporita que contienen halita , boro y sulfato [16] y puede haber generado los depósitos de nitrato del desierto de Atacama . [20] El aumento repentino se explica por una inclinación repentina de la placa de subducción, similar al brote de ignimbrita del Terciario Medio . [8] En el norte de la Puna, la actividad de ignimbrita comenzó hace 10 millones de años, con actividad a gran escala ocurriendo 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 el sur de la Puna, la actividad del retroarco se estableció entre 14 y 12 Ma y las erupciones más grandes ocurrieron después de 4 Ma. [6] El inicio de la actividad ignimbrítica no es contemporáneo en toda el área APVC; al norte de 21 ° S, las formaciones Alto de Pica y Oxaya se formaron entre 15 y 17 y 18 a 23 millones de años respectivamente, mientras que al sur de 21 ° S la actividad de ignimbrita a gran escala no comenzó hasta hace 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 una composición similar a la de las ignimbritas se limitó a la erupción de domos y flujos de lava, interpretados como un escape 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 todavía está 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 son el resultado de la intrusión de magma dacítico a 17 kilómetros (11 millas) o más de profundidad y pueden ser un preludio de 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 domos y flujos riolíticos <10 ka . [7] Las implicaciones de los recientes domos de lava para la actividad futura en el APVC son controvertidas, [23] pero la presencia de componentes máficos en rocas volcánicas recientemente en erupción 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 cúbicas), [25] y el cuerpo magmático subyacente se considera la zona de derretimiento continental más grande, [ 21] formando un batolito . [7] Alternativamente, el cuerpo revelado por los 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 a 100 kilómetros cúbicos (12 a 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 aún mayor, de 0,004 a 0,012 kilómetros cúbicos por año (0,13 a 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 como resultado plutones de 30.000 a 50.000 kilómetros cúbicos (7.200 a 12.000 millas cúbicas) de volumen debajo de las calderas. [9]

Fuente de magmas

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

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

Entre 18 y 12 millones de años la región Puna-Altiplano estuvo sujeta a un episodio de subducción plana de la Placa de Nazca . Un aumento 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 masa fundida causaron un vuelco y anatexis de la zona de generación de masa fundida, formando una barrera de densidad para las masas fundidas máficas que posteriormente se acumularon debajo de la zona de generación de masa fundida. Los derretimientos dacíticos escaparon de esta zona, formando diapiros y cámaras de magma que generaron vulcanismo de ignimbrita APVC. [7]

La generación de magma en la APVC es periódica, con pulsos reconocidos cada 10, 8, 6 y 4 millones de años. La primera etapa incluyó las ignimbritas de 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 proporción de volumen de alrededor del 10 al 20% de agua para explicar el patrón de conductividad eléctrica a una profundidad de 15 a 30 kilómetros (9,3 a 18,6 millas). Se ha estimado que la cantidad total de agua es c. 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 ondas sísmicas producidas por 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 determinada dirección. A partir de diversas mediciones se pueden deducir 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 derretimiento en un sistema de vulcanismo de colisión, subyace a la Cordillera Occidental. Debajo del Altiplano, las zonas de baja velocidad indican la presencia de grandes cantidades de derretimientos parciales que se correlacionan con zonas volcánicas al sur de 21° S, mientras que al norte de 21° S capas litosféricas más gruesas pueden impedir la formación de derretimientos. Junto a la Cordillera Oriental, las zonas de baja velocidad se extienden más al norte hasta 18,5° S. [30] Una zona térmicamente debilitada, evidenciada por una fuerte atenuación, en la corteza está asociada con el APVC. Esto indica la presencia de masa fundida 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 millas) de espesor alberga el cuerpo de magma APVC. [9] Este cuerpo tiene un volumen de aproximadamente 480.000 a 530.000 kilómetros cúbicos (120.000 a 130.000 millas cúbicas) [32] y una temperatura de aproximadamente 1.000 °C (1.830 °F). [12] Otros datos sismológicos indican una delaminación parcial de la corteza debajo de la Puna, lo que resultó 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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