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Para otros usos, consulte Sierra Nevada (desambiguación) .
Cinturón volcánico transmexicano Rango estratigráfico : Neógeno a Cuaternario
México 6 Volcanes.jpg
Seis volcanes mexicanos De izquierda a derecha Ixtaccíhuatl , Popocatépetl , Matlalcueitl (Malinche), Cofre de Perote (más distante), Pico de Orizaba , Sierra Negra
TipoArco volcánico [1]
SuperposicionesSierra Madre Occidental [1] [2]
Área160.000 kilómetros (99.000 mi) 2 [1]
GrosorAl este de 101 ° W 50-55 km [1] Oeste de 101 ° W 35-40 km [1]
Localización
Coordenadas19 ° 02′N 97 ° 16′W / 19.03 ° N 97.27 ° W / 19,03; -97,27 .
RegiónMéxico central
PaísMéxico
Grado1.000 kilómetros (620 millas) [3]
Eje Neovolcánico México.jpg

El Cinturón Volcánico Trans-Mexicano (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 altas desde las que se elevan estos volcanes.

Historia [ editar ]

El Cinturón Volcánico Trans-Mexicano 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 de América del Norte . [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 ; que abarca un área de aproximadamente 160.000 km 2 . [1] Durante varios millones de años, la subducción de los Rivera y Cocos placas debajo de la placa de América del Nortea lo largo del extremo norte de la Fosa de América Central se formó el Cinturón Volcánico Trans-Mexicano. [6] [7] El Cinturón Volcánico Trans-Mexicano es un cinturón volcánico único; no es paralelo a la Fosa de América Central, y muchos de los principales estratovolcanes están colocados oblicuamente a la posición general del arco. Además de las complejidades fisiográficas, las composiciones ígneas varían: los productos relacionados con la subducción dominante contrastan con las firmas geoquímicas intraplaca. [1] [3] Los muchos aspectos intrigantes del cinturón han estimulado varias hipótesis basadas en un escenario típico de subducción; Intra-placa con fugas fallas transformantes , plumas del manto , continentalrifting , y salto del Pacific Rise hacia el este. [1] [6] Estas características están parcialmente relacionadas con la reactivación de sistemas de fallas tempranas durante la evolución del cinturón volcánico Trans-Mexicano. La geometría, la cinemática y la edad del principal sistema de fallas frágiles definen una serie compleja de lo que podrían ser múltiples factores que afectan la deformación de la banda. [1] [2] [8] Exhibe muchas características volcánicas, que no se limitan a grandes estratovolcanes, incluidos conos de volcanes monogenéticos , volcanes en escudo , complejos de domos de lava y calderas principales . [3]

Marco geológico [ editar ]

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

Antes de la formación del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano, un cinturón volcánico más antiguo pero relacionado, la Sierra Madre Occidental ocupó el área. Reanudando en el Eoceno , después de la deformación de Laramida , el vulcanismo relacionado con la subducción formó el arco volcánico de silicio de la Sierra Madre Occidental en una zona de paleo-subducción 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 Trans-Mexicano ahora activo. [5][9] Para el Mioceno Medio, la transición de lascomposiciones silícicas a más máficas se completó y puede considerarse el comienzo del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano. [5] Debido a la orientación ortogonal del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano en relación a la tendencia de las provincias tectónicas mexicanas, su basamento Pre- Cretácico es altamente heterogéneo. [1] El Cinturón Volcánico Trans-Mexicano al este de 101 ° W descansa sobreterrenos precámbricos , ensamblados en el microcontinente de Oaxacay en el terreno Paleozoico Mixteco.. Al oeste de 101 ° W, el Cinturón Volcánico Trans-Mexicano reside en la parte superior del terreno compuesto Guerro, una composición de arcos marginales marinos del Jurásico al Cretácico, que están construidos sobre turbiditas siliclásticas del Triásico - 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 [ editar ]

Las placas subductoras se originaron a partir de la ruptura de la placa Farallón aproximadamente a los 23 Ma, que creó dos placas en latitudes ecuatoriales, la placa Cocos y la placa sur de Nazca . La Placa Rivera fue el último fragmento desprendido de la Placa Cocos, convirtiéndose en una microplaca alrededor de los 10 Ma. [1] Esta pequeña placa está delimitada por la zona de fractura de Rivera, el Levantamiento del Pacífico Oriental , la zona de fractura de Tamayo y la Fosa de América Central. La Placa de Cocos más grande limita con la Placa de América del Norte (NAM) y la Placa del Caribe al noreste, la Placa del Pacífico al oeste y al sur con la Placa de Nazca. [1] Cocos y Rivera son placas oceánicas relativamente jóvenes (25 y 10 Ma) que se subducen a lo largo de la Fosa de América Central a diferentes tasas de convergencia (Rivera = ~ 30 mm / año y Cocos = ~ 50-90 mm / año). [3] [11] Las rocas relacionadas con la subducción comúnmente encontradas, como las calco-alcalinas , ocupan volumétricamente la mayor parte del Cinturón Volcánico Transmexicano, pero volúmenes más pequeños de lavas 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 el derretimiento de la losa contribuyó a la huella adakítica en el Cinturón Volcánico Trans-Mexicano, provocada por la prolongada subducción plana de la Placa Cocos. [3]

Evolución del cinturón [ editar ]

Formación [ editar ]

Evolución volcánica y cambios de composición a lo largo del tiempo. 1) Mioceno temprano a tardío el cinturón de la placa Cocos y Rivera comienza la subducción debajo del centro de México. [9] 2) Mioceno tardío a Plioceno temprano, el desgarro de la losa comienza a propagarse de oeste a este a través del área norte posterior del cinturón, lo que permite que el calor astenosférico genere el episodio máfico. [12] [13] 3) Último Mioceno - El Plioceno temprano fue el inicio de más volcánicas de silicio generadas por la Subducción de losas planas que empujaron el cinturón hacia el interior hacia el norte. [11] 4) Plioceno tardío al Holoceno se caracteriza por el retroceso de la losa que envía el arco volcánico hacia la trinchera hasta la posición actual.
  • 1) Desde el Mioceno temprano a medio ~ 20 a 8 Ma, el arco volcánico inicial del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano consistió en vulcanismo efusivo intermedio, produciendo volcanes poligenéticos andesíticos y dacíticos que se extienden desde el oeste de Michoacán (longitud 102 ° W) hasta el área de Palma Sola (longitud 98 ° 30 '). La geometría del límite de la placa y la estructura térmica de la losa subductora sub-horizontal son los factores que controlan el vulcanismo del arco inicial. [9] El magmatismo migró lejos de la trinchera, moviéndose hacia el noreste hacia el Golfo de México, lo que le dio al arco su orientación EW característica, el empuje hacia el interior del arco mostró un derretimiento progresivamente más seco y, finalmente, losacomenzó a producirse el derretimiento, lo que sugiere el aplanamiento de la losa 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 volcanismo máfico del Mioceno Tardío ~ 11 Ma que viajaba hacia el este recorrió todo el centro de México , al norte del arco previamente formado, terminando ~ 3 Ma. El inicio 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 el influjo de la astenosfera en 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 ° W, el vulcanismo 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 vulcanismo hacia las trincheras. Al este de los complejos de domos de 101 ° W, 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 Trans-Mexicano. Desde el Mioceno tardío, el vulcanismo silícico migró hacia las trincheras a lo largo de 200 km en el sector este (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 Trans-Mexicano 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 el fundente y la fusión de losas y un cinturón trasero caracterizado por las rocas diferenciadas mencionadas anteriormente. [1] [3] Ausente desde ~ 9 Ma, estratovolcanescomenzó a crearse en los últimos 1 Ma ~ 100 km detrás del frente volcánico en el Sector Oeste, con orientación Oeste - Noroeste y Este - Sureste. 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 se ubica al sur del extremo sur de la losa de Cocos y Rivera y es el edificio volcánico más grande del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano. [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 subducción de losa plana [ editar ]

La subducción de la losa plana se puede explicar comúnmente por la subducción de la meseta oceánica y una placa de anulación rápida. La subducción plana del centro de México no es evidente. La losa plana del cinturón volcánico Trans-Mexicano 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 la disminución de la entrada de fluidos contribuyó a estrechar la cuña astenosférica, aumentando la viscosidad y las fuerzas de succión, lo que condujo a una subducción plana, evitando que la placa oceánica ingresara al manto. [1] [11]

Geografía [ editar ]

Región [ editar ]

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

La meseta mexicana se encuentra al norte, delimitada 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 el Cinturón Volcánico Transmexicano y la Sierra Madre del Sur . Esta área también es 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 [ editar ]

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 a 19 ° 01′N 97 ° 16′W . Este, y varios de los otros picos altos, son volcanes activos o inactivos .  / 19.017 ° N 97.267 ° W / 19,017; -97.267

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 [ editar ]

Las montañas son el hogar de los bosques de pino-encino Cinturón Volcánico Trans-Mexicano , uno de los bosques de pino-encino de Mesoamérica sub- ecorregiones .

El cinturón volcánico transmexicano tiene muchas especies endémicas, incluido el arrendajo transvolcánico ( Aphelocoma ultramarina ). [4]

Ver también [ editar ]

  • Lista de volcanes en México
  • Lista de fallas sísmicas en México
  • Leyenda de Popocatépetl e Iztaccíhuatl

Referencias [ editar ]

  1. ^ a b c d e f g h i j k l m n o p q r s t Ferrari, Luca; Esquivel, Teresa; Manea, Vlad; Manea, Marina (2012). "La historia dinámica del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano 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. ^ a b Suter, M .; Quintero, O. (30 de julio de 1992). "Fallas activas y estado de estrés en la parte central de la Faja Volcánica Trans-Mexicana, México 1. La Falla Venta de Bravo". Revista de Investigaciones Geofísicas . 97 (B8): 11,983-11,993. Código Bibliográfico : 1992JGR .... 9711983S . doi : 10.1029 / 91jb00428 .
  3. ^ a b c d e f g Manea, Vlad; Manea, Marina; Ferrari, Luca (2013). "Una perspectiva geodinámica sobre la subducción de las placas Cocos y Rivera debajo de México y América Central". Tectonofísica . 609 : 56–81. Código Bibliográfico : 2013Tectp.609 ... 56M . doi : 10.1016 / j.tecto.2012.12.039 .
  4. ↑ a b c d Delgado de Cantú, Gloria M. (2003). México, estructuras, política, económica y social . Pearson Educación. ISBN 978-970-26-0357-3.
  5. ^ a b c d e f Ferrari, Luca. "El rompecabezas geoquímico del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano: ¿Pluma del Manto, Grieta Continental o Perturbación del Manto Inducida por Subducción?" . www.MantlePlumes.org .
  6. ^ a b Ego, Frederic; Veronique, Ansan (2002). "¿Por qué el Cinturón Volcánico Trans-Mexicano Central es una deformación transtensiva?". Tectonofísica . 359 (1): 189-208. Código Bibliográfico : 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-este del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano". Geofísica Internacional . 41 (2): 133–150.
  8. ^ a b Guzmán, Eduardo; Zoltan, Cserna (1963). "Historia Tectónica de México" . Volúmenes especiales de la AAPG : 113–129.
  9. ^ a b c d Ferrari, Luca; López-Martínez, Margarita; Aguirre-Díaz, Gerardo; Carrasco-Núñez, Gerardo (1999). "Patrones espacio-temporales del vulcanismo de arco cenozoico en el centro de México: desde la Sierra Madre Occidental hasta el Cinturón Volcánico Mexicano". GSA . 27 (4): 303–306. Código bibliográfico : 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, José; Fucugauchi, Jaime; Orozco, José (2000). "Datos paleomagnéticos del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano: implicaciones para la tectónica y estratigrafía volcánica" . Sociedad de Geomagnetismo y Tierra, Planetas, Ciencias del Espacio . 52 (7): 467–478. Código Bibliográfico : 2000EP & S ... 52..467A . doi : 10.1186 / bf03351651 .
  11. ↑ a b c 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 Cocos debajo del centro de México" (PDF) . Cartas de investigación geofísica . 35 (18): L18303. Código Bibliográfico : 2008GeoRL..3518303P . doi : 10.1029 / 2008GL035127 .
  12. ↑ a b Ferrari, Luca (2004). "Control de desprendimiento de losas en pulso volcánico máfico y heterogeneidad del manto en el centro de México". GSA . 32 (1): 77–80. Código Bibliográfico : 2004Geo .... 32 ... 77F . doi : 10.1130 / g19887.1 .
  13. ^ a b c Ferrari, Luca; Petrone, Chiara; Francalanci, Lorella (2001). "Generación de vulcanismo de tipo basáltico en islas oceánicas en el cinturón volcánico transmexicano occidental por retroceso de la losa, infiltración de astenosfera y fusión de flujo variable". GSA . 29 (6): 507–510. Código bibliográfico : 2001Geo .... 29..507F . doi : 10.1130 / 0091-7613 (2001) 029 <0507: gooibt> 2.0.co; 2 .
  14. ↑ a b Gómez-Tuena, A; Ferrari, L .; Orozco-Esquivel, Ma.T. (2007). "Petrogénesis ígnea del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano ' ". 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 Viaje del Distrito Federal (DF) ] (en español). Solaris Comunicación. pag. 39.

Enlaces externos [ editar ]

  • México Volcanes y Volcanes USGS
  • "Bosques de pino-encino del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano" . Ecorregiones terrestres . Fondo Mundial para la Vida Silvestre.