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Diversidad de volcanes en el CVMG

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Riesgo geológico en el CVMG

Referencias



El Volcán Parícutin en el Campo Volcánico Michoacán Guanajuato: una revisión. 
Gabriela Gómez Vasconcelos


El Volcán Parícutin dentro del Cinturón Volcánico Mexicano

José Luis Macías Vázquez

Hasenaka, T., & Carmichael, I. S. 1985. The cinder cones of Michoacán—Guanajuato, central Mexico: Their age, volume and distribution, and magma discharge rate. Journal of Volcanology and Geothermal Research25(1-2), 105-124.


REVISIÓN GEOLÓGICA DEL CAMPO VOLCÁNICO MICHOACÁN-GUANAJUATO

(Tomado de Gómez-Vasconcelos, 2018)

El Cinturón Volcánico Trans-Mexicano (CVTM) es un arco volcánico continental creado por la convergencia oblicua de las placas de Cocos y Norte América (Demant 1978, Ferrari et al. 1999). El CVTM tiene una orientación E-W y se extiende por más de 1,000 km a través del centro del país, albergando a más de 8,000 volcanes de distintos tipos, edades y composiciones (Mooser 1969, Demant 1978, Gómez-Tuena et al. 2007); por lo que el CVTM es uno de los arcos volcánicos más complejos y diversos del mundo. Su actividad comenzó en el Mioceno medio (~15 Ma) y actualmente sigue activo (Siebe et al. 2006, Ferrari et al. 2012).




En la porción central del CVTM se encuentra el Campo Volcánico Michoacán-Guanajuato (CVMG). Esta región, completa o en parte, ha sido citada en estudios anteriores como la Región del Paricutín (Williams 1950), la Provincia Volcánica de Michoacán (Foshag y González 1956), el Campo Volcánico Zamora (Simkin et al. 1981) y vulcanismo monogenético del CVTM (Pasquarè et al. 1991). En general, los volcanes monogenéticos sólo están activos durante un corto periodo de tiempo, que puede durar desde unos meses hasta 20 años, y después de este periodo generalmente no se vuelven a activar (Németh y Kereszturi 2015).

 

Diversidad de los aparatos volcánicos en el CVMG

En el CVMG se encuentran una gran variedad de estructuras volcánicas monogenéticas; como conos de escoria, volcanes en escudo pequeño, domos de lava, maares, anillos de tobas y flujos de lava (Hasenaka y Carmichael 1987; Hasenaka 1994).

Los conos de escoria son volcanes pequeños formados por la acumulación de ceniza, lapilli y bombas o bloques, y son producto de erupciones estrombolianas y/o vulcanianas. Algunos conos de escoria tienen flujos de lava asociados, los cuales son originados por erupciones de tipo hawaiiana (Wood 1980). Más del 90% de las estructuras volcánicas en el CVMG son conos de escoria, con una densidad media de 2.5 conos por 100 km2 y una dimensión promedio de 90 m de altura x 800 m de diámetro basal, con un cráter de 230 m de diámetro y un volumen promedio de 0.021 km3 (Hasenaka y Carmichael 1985b).

Los volcanes en escudo pequeño se forman por la acumulación de flujos de lava, por medio de erupciones hawaiianas, formando algo parecido al escudo de un guerrero (Simkin y Siebert 1994). Se caracterizan por su gran diámetro basal y sus suaves pendientes (≤10°). Se han identificado al menos 300 volcanes en escudo pequeño en el CVMG, con diámetros entre 3 y  10 km, alturas entre 300 y 700 m, y pendientes con ángulos entre 5 y 15° (Ban et al. 1992, Hasenaka 1994). Estos volcanes representan una gran cantidad del volumen de magma extruido en el campo volcánico (Ban et al. 1992). Algunos domos de lava y conos de escoria están asociados a los volcanes en escudo pequeño (Ban et al. 1992).

Los domos de lava son volcanes circulares u ovalados que consisten en extrusiones lentas de lava altamente viscosa amontonada alrededor de un centro de emisión (Bates y Jackson 1980). Existen al menos 43 domos de lava en el CVMG (Hasenaka y Carmichael 1985a). Su cúpula o cima presenta formas variadas (circular, plana o espinosa) dependiendo de la viscosidad de la lava.

Los maares y anillos de tobas son pequeños cráteres volcánicos superficiales y redondos de paredes bajas conformadas por depósitos de caída (ceniza y fragmentos de la roca encajonante), que se originan por erupciones freatomagmáticas, en la cuales existe interacción explosiva entre el magma y el agua (Lorenz 1973). En los maares, el cráter posee pendientes empinadas y se encuentra por debajo de la superficie por lo que frecuentemente su interior contiene agua. Se han identificado al menos 22 maares o anillos de tobas en el CVMG (Fig. 2a). Al noreste del CVMG, en el Valle de Santiago, se encuentran 13 maares alineados en dirección NNW-SSE (Cano-Cruz y Carrasco-Núñez 2008, Aranda-Gómez et al. 2014), indicando una zona de debilidad cortical (Murphy 1982).

Los flujos de lava que no están asociados a una estructura volcánica se emplazan a lo largo de una fisura o fractura lineal por medio de erupciones efusivas de tipo hawaiiano (Stothers et al. 1986). Las erupciones fisurales se caracterizan por sus grandes volúmenes de flujos de lava de baja viscosidad, las cuales llegan a formar mesas de lava con más de un kilómetro de espesor (e.g., Columbia River plateau, Geist y Richards 1993). Se han contabilizado alrededor de 61 flujos de lava de origen fisural o con estructuras volcánicas no identificadas en el CVMG (Hasenaka y Carmichael 1985a), los cuales tienen un espesor promedio de 40 m, longitud promedio de 3.5 km y volumen promedio de 0.23 km3 (Hasenaka y Carmichael 1985a).

La mayoría de los volcanes en el CVMG son de composición basáltica o andesita basáltica (excepto los domos de lava, que son de composición andesítica o dacítica), con fenocristales de olivino, plagioclasa, augita y piroxeno (Hasenaka y Carmichael 1987, Guilbaud et al. 2012). La gran mayoría pertenecen a la serie calco-alcalina, típica de ambientes de subducción (Hasenaka y Carmichael 1987). Sin embargo, también hay productos volcánicos que pertenecen a la serie alcalina, típica de magmas primitivos tipo OIB (Hasenaka y Carmichael 1987), especialmente en la parte norte del CVMG (Losantos et al. 2017).

 

Edad del magmatismo en el CVMG

El CVMG inició su desarrollo en el Plioceno tardío, aunque su actividad se incrementa a partir del Pleistoceno y es más abundante durante el Holoceno (Hasenaka y Carmichael 1985, Ban et al. 1992, Guilbaud et al. 2012, Siebe et al. 2014, Pola et al. 2015, Reyes-Guzmán et al. 2018, Osorio-Ocampo et al. 2018). Las edades absolutas reportadas hasta ahora varían entre 3.974 y 0.0001 Ma, las cuales constituyen el 17% de todo el CVMG. Estas edades fueron obtenidas con métodos radiométricos (40K/40Ar y 40Ar/39Ar) y de radiocarbono (C14) (Nixon et al. 1987, Ban et al. 1992, Delgado-Granados et al. 1993, Guilbaud et al. 2011, 2012, Pola et al. 2014, Chevrel et al. 2016, Reyes-Guzmán et al. 2018, Osorio-Ocampo et al. 2018). Hasenaka y Carmichael (1985a) realizaron fechamientos relativos usando parámetros morfométricos y clasificaron 78 volcanes como morfológicamente jóvenes, de 40,000 años o menos, por lo tanto indica que un nuevo volcán nace cada >500 años. Esto es compatible con el estudio de Guilbaud et al. (2012) en la zona de Tacámbaro, donde encontraron 18 volcanes holocénicos, es decir, un nuevo volcán cada >550 años.

Sin embargo, las erupciones no necesariamente son periódicas, pues se sabe que han nacido grupos de volcanes con características similares en sectores determinadas del CVMG durante un periodo relativamente corto (Cano-Cruz y Carrasco-Núñez 2008, Mazzarini et al. 2010). Algunos de estos grupos de volcanes se presentan en forma alineada sobre fallas o fracturas regionales preexistentes, sugiriendo una estrecha relación entre el magmatismo y el tectonismo en el CVMG (Martínez-Reyes y Nieto-Samaniego 1990, Suter et al. 2001, Garduño-Monroy et al. 2009; Cebriá et al. 2011a). Así mismo, se cree que estas estructuras tectónicas regionales, Sistema de Fallas Chapala-Tula (Sistema de Fallas Morelia-Acambay) y Chapala-Oaxaca, representan debilidades corticales por las cuales se emplazan las intrusiones magmáticas, controlando así la distribución de algunos centros de emisión del campo volcánico (Johnson et al. 1988, Johnson y Harrison 1989, Garduño-Monroy et al. 2009).

Hasenaka y Carmichael (1985a) calcularon una tasa eruptiva de 0.8 km3/1000 años para los últimos 40,000 años en todo el CVMG. Sin embargo, Guilbaud et al. (2012) calcularon una tasa eruptiva de 0.34 a 0.39 km3/1000 años para los últimos 10,000 años en la zona de Tacámbaro, en un área menor al 10% del área total del CVMG. Esto se puede traducir en una producción de magma muy variable en tiempo y espacio, o bien en una densidad y distribución espacial heterogénea (Guilbaud et al. 2011).

Los volcanes más jóvenes del CVMG son el Jorullo (1759-1774) y el Paricutín (1943-1952), y curiosamente ambos volcanes se encuentran dentro de las zonas con mayor densidad de volcanes (Hasenaka y Carmichael 1985b, Guilbaud et al. 2011), lo que sugiere que estas zonas son unas de las más propensas a albergar el próximo volcán en el CVMG.

 

Actividad volcánica y peligro volcánico del CVMG

Actualmente no existe actividad volcánica en el CVMG (como flujos de lava, erupciones, etc.), ya que en principio los volcanes monogenéticos existentes ya están extintos. Sin embargo, si han ocurrido erupciones históricas en los últimos 10,000 años, por lo que se le considera un campo volcánico monogenético activo. Además, el Paricutín todavía está en estado de enfriamiento y cuando se infiltra el agua de lluvia presenta fumarolas, y existen algunas manifestaciones termales  en Ixtlán de los Hervores, San Agustín del Maíz, Los Negritos, Cuitzeo y Araró). El estudio del CVMG nos permite distinguir los peligros volcánicos a los cuales estaría expuesta la población en los estados de Michoacán y Guanajuato, en caso de que se llegara a presentar actividad volcánica en el futuro. De acuerdo a la composición química de los magmas emitidos, a los tipos de volcanes y depósitos volcánicos, los principales peligros volcánicos en el CVMG son los flujos de lava y caída escoria volcánica de tamaño ceniza, lapilli y bloque/bomba.

Para preparar a la población ante una posible futura erupción volcánica en el CVMG, es necesario recordar el riesgo al que estamos expuestos, estudiar las erupciones pasadas, conocer el estado actual de los volcanes y educar a la población para saber qué hacer en caso de que se presente algún tipo de actividad volcánica.

A pesar de los peligros que conllevan vivir en una región volcánica, la población en los estados de Michoacán y Guanajuato se expone para poder gozar de los beneficios que nos brindan los volcanes; entre ellos la extracción de minerales y de material para la construcción, obtención de agua, fertilización del suelo, regulación del clima, embellecimiento del paisaje, entre otros.

Conocer el CVMG no sólo nos ayuda a reducir el riesgo volcánico y a convivir con los volcanes, ya que también crea una identidad en los Michoacanos para cuidar nuestro patrimonio geológico, el que conforma nuestra historia y cultura.

 

Referencias

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