stringtranslate.com

Cinturón Volcánico Transmexicano

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

Historia

El Cinturón Volcánico Transmexicano se extiende a través 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 Norteamericana . [1] [5] Esta estructura de aproximadamente 1000 kilómetros de largo, 90–230 km de ancho es un arco volcánico continental activo de este a oeste ; abarca un área de aproximadamente 160,000 km 2 . [1] Durante varios millones de años, la subducción de las placas de 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 estratovolcanes principales están posicionados 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 intraplaca. [1] [3] Los muchos aspectos intrigantes del cinturón han estimulado varias hipótesis basadas en un escenario de subducción típico: fallas transformantes permeables intraplaca , penachos del manto , rifting continental y salto de la Dorsal del Pacífico hacia el este. [1] [6] Estas características están parcialmente relacionadas con la reactivación de los sistemas de fallas tempranos durante la evolución del Cinturón Volcánico Transmexicano. La geometría, la cinemática y la edad del sistema de fallas frágiles principal definen una serie compleja de lo que podrían ser múltiples factores que afectan la deformación del cinturón. [1] [2] [8] Exhibe muchas características volcánicas, no limitadas a grandes estratovolcanes, incluidos conos volcánicos 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. Reanudándose en el Eoceno , el vulcanismo relacionado con la deformación post- Laramide y la subducción formó el arco volcánico silíceo 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 otrora activa Sierra Madre Occidental a un Cinturón Volcánico Transmexicano ahora activo. [5] [9] Para el Mioceno medio, la transición de las composiciones silícicas a más máficas estaba 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 precretácico es altamente heterogéneo. [1] El Cinturón Volcánico Transmexicano al este de 101°O reposa sobre terrenos precámbricos , ensamblados en el microcontinente Oaxaquia y en el terreno Mixteco Paleozoico . Al oeste de 101°O, el Cinturón Volcánico Transmexicano se encuentra sobre el terreno compuesto de Guerro, una formación de arcos marginales marinos del Jurásico al Cretácico, que se construyen sobre turbiditas siliclásticas del Triásico al Jurásico temprano . El ensamblaje de estas rocas del basamento da como resultado un espesor de 50 a 55 km al este de 101°O y de 35 a 40 km al oeste de 101°O. [1] [8]

Evolución de las placas

Las placas en subducción se originaron a partir de la ruptura de la placa Farallón aproximadamente a 23 Ma, lo que creó dos placas en latitudes ecuatoriales, la placa de Cocos y la placa de Nazca meridional . La placa de Rivera fue el último fragmento desprendido de la placa de Cocos, convirtiéndose en una microplaca alrededor de los 10 Ma. [1] Esta pequeña placa está delimitada 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 bordeada por la placa norteamericana (NAM) y la placa del Caribe al noreste, la placa del Pacífico al oeste y al sur por la placa de Nazca. [1] 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 tasas 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 calcoalcalinas, ocupan volumétricamente la mayoría del Cinturón Volcánico Transmexicano, pero volúmenes más pequeños de lavas similares a las de intraplaca, rocas ricas en potasio y adakitas están asociados con el área. [3] Las rocas adakíticas (más félsicas) del Mioceno medio se encuentran más alejadas de la trinchera y a lo largo del frente volcánico del Cinturón Volcánico Transmexicano central durante el Plioceno - Cuaternario . Se ha sugerido que la fusión de las losas contribuyó a la huella adakítica en el Cinturón Volcánico Transmexicano, impulsada por la subducción plana prolongada de la Placa de Cocos. [3]

Evolución del cinturón

Formación

Evolución volcánica y cambios en la composición a lo largo del tiempo. 1) Desde principios hasta finales del Mioceno, el cinturón de las placas de Cocos y Rivera comienza la subducción debajo del centro de México. [9] 2) Desde finales del Mioceno hasta principios del Plioceno, el desgarro de la placa comienza a propagarse de oeste a este a través del área posterior norte del cinturón, lo que permite que el calor astenosférico genere el episodio máfico. [12] [13] 3) El Mioceno tardío: el Plioceno temprano fue el inicio de más volcánicos silíceos generados por la subducción de la placa plana que empujó el cinturón más hacia el interior hacia el norte. [11] 4) El Plioceno tardío hasta el Holoceno se caracteriza por el retroceso de la placa que envía el arco volcánico hacia la trinchera hasta la posición actual.
  1. Desde principios hasta mediados del Mioceno, hace unos 20 a 8 Ma, el arco volcánico inicial del Cinturón Volcánico Transmexicano consistió en un vulcanismo efusivo intermedio, que produjo volcanes poligenéticos andesíticos y dacíticos que se extendieron desde el oeste de Michoacán (longitud 102°O) hasta el área de Palma Sola (longitud 98°30'). La geometría del límite de las placas y la estructura térmica de la placa subductora subhorizontal son los factores que controlan el vulcanismo inicial del arco. [9] El magmatismo migró desde la fosa, moviéndose al noreste hacia el Golfo de México, lo que le dio al arco su orientación EO característica, el empuje hacia el interior del arco mostró una fusión progresivamente más seca y, finalmente, comenzó a ocurrir la fusión de la placa , lo que sugiere un aplanamiento de la placa subducida. [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 del Mioceno Tardío que se desplazó hacia el este hace unos 11 Ma se extendió por todo el centro de México , al norte del arco formado previamente, y terminó hace unos 3 Ma. El inicio de las lavas máficas indica una propagación lateral del desgarro de la placa, provocada por el final de la subducción debajo de Baja California, lo que permitió la afluencia de astenosfera hacia la cuña del manto . [12] Este vulcanismo creó mesetas basálticas a través de fisuras o, con menos frecuencia, pequeños volcanes escudo y conos de lava, con un volumen de lava decreciente hacia el este. [1] [13]
  3. Al oeste de 103°O, el volcanismo silícico entre 7,5 y 3,0 Ma se volvió bimodal (máfico-silícico) en el Plioceno temprano, creando grandes complejos de domos e ignimbritas , y marcó el comienzo de la migración del volcanismo hacia las fosas. Al este de 101°O se pueden encontrar complejos de domos, 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. Hay una ausencia de volcanismo silícico entre estas regiones durante toda la historia de la Faja Volcánica Transmexicana. Desde finales del Mioceno, el volcanismo silícico migró hacia las fosas a lo largo de 200 km en el sector oriental (al este de 101°O) y 100 km en el sector occidental (al oeste de 103°O). [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 calcoalcalinas volumétricamente dominantes están asociadas con volúmenes modestos de lavas tipo intraplaca u otras rocas ricas en potasio, acompañadas por rocas peralcalinas riolíticas cuaternarias . Este arco moderno consiste en un cinturón frontal dominado por flujo y fusión de losas y un cinturón trasero caracterizado por las rocas diferenciadas mencionadas anteriormente. [1] [3] Ausentes desde hace ~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 del desgarro de la losa de Cocos y Rivera y es el edificio volcánico más grande del Cinturón Volcánico Transmexicano. [1] Además de los estratovolcanes, los campos volcánicos monogenéticos también son característicos de este episodio, siendo el más destacado el campo volcánico Michoacán-Guanajuato .

Causa de la subducción de losas planas

La subducción de placas planas puede explicarse comúnmente por la subducción de una meseta oceánica y una placa superpuesta rápida. La subducción plana del centro de México no es evidente. La placa plana del cinturón volcánico transmexicano está confinada entre ~101°O y 96°O; esta región puede explicarse por una corteza continental más gruesa . La existencia de una corteza gruesa y fuerte combinada con la disminución de la entrada de fluidos contribuyó a estrechar la cuña astenósferica, aumentando la viscosidad y las fuerzas de succión, lo que llevó a la subducción plana, impidiendo que la placa oceánica entrara en el manto. [1] [11]

Geografía

Región

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

Al norte se encuentra la meseta mexicana , limitada al oeste por la Sierra Madre Occidental y al este por la Sierra Madre Oriental . Los volcanes Cofre de Perote y Pico de Orizaba , en Puebla y Veracruz, marcan el encuentro de la Faja Volcánica Transmexicana 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 zona es también una provincia fisiográfica distinta de la división fisiográfica más amplia 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′O / 19.017, -97.267 . Este, 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 subregiones de bosques de pino-encino de Mesoamérica .

El Cinturón Volcánico Transmexicano tiene muchas especies endémicas, incluida la urraca transvolcánica ( Aphelocoma ultramarina ). [4]

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

Véase 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 Bibliográfico :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 investigación geofísica . 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 de Cocos y Rivera debajo de México y América Central". Tectonofísica . 609 : 56–81. Bibcode :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: ¿pluma del manto, ruptura continental o perturbación del manto inducida por subducción?". www.MantlePlumes.org .
  6. ^ ab Ego, Frederic; Veronique, Ansan (2002). "¿Por qué la Faja Volcánica Transmexicana Central es deformada de manera transtensiva?". Tectonofísica . 359 (1): 189–208. Bibcode :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 la AAPG . 151 : 113–129.
  9. ^ abcd Ferrari, Luca; Lopez-Martinez, Margarita; Aguirre-Díaz, Gerardo; Carrasco-Núñez, Gerardo (1999). "Patrones espacio-temporales del volcanismo del arco cenozoico en el centro de México: desde la Sierra Madre Occidental hasta el Cinturón Volcánico Mexicano". GSA . 27 (4): 303–306. Bibcode :1999Geo....27..303F. doi :10.1130/0091-7613(1999)027<0303:stpoca>2.3.co;2.
  10. ^ Alva-Valdivia, Luis; Goguitchaichvili, Avto; Ferrari, Luca; Rosas-Elguera, Jose; Fucugauchi, Jaime; Orozco, Jose (2000). "Datos paleomagnéticos del Cinturón Volcánico Transmexicano: implicaciones para la tectónica y la estratigrafía volcánica". Tierra, planetas y espacio . 52 (7): 467–478. Bibcode :2000EP&S...52..467A. doi : 10.1186/bf03351651 .
  11. ^ abc Pérez-Campos, Xyoli; Kim, YoungHee; Huske, Allen; Davis, Paul; Clayton, Robert; Iglesias, Arturo; Pacheco, Javier; Singh, Shri; Manea, Vlad; Gurnis, Michael (2008). "Subducción horizontal y truncamiento de la placa de Cocos debajo del centro de México" (PDF) . Geophysical Research Letters . 35 (18): L18303. Bibcode :2008GeoRL..3518303P. doi : 10.1029/2008GL035127 .
  12. ^ ab Ferrari, Luca (2004). "Control del desprendimiento de losas en el pulso volcánico máfico y la heterogeneidad del manto en el centro de México". GSA . 32 (1): 77–80. Bibcode :2004Geo....32...77F. doi :10.1130/g19887.1.
  13. ^ abc Ferrari, Luca; Petrone, Chiara; Francalanci, Lorella (2001). "Generación de volcanismo basáltico de tipo oceánico-isleño en el cinturón volcánico transmexicano occidental por retroceso de losas, infiltración astenósferica y fusión de flujo variable". GSA . 29 (6): 507–510. Bibcode :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 (cap. 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

Wikimedia Commons alberga una categoría multimedia sobre Eje Neovolcánico (Trans-Mexican Volcanic Belt) .