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El Campo Volcánico Michoacán-Guanajuato
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Retorno al Parícutin: El Libro Caja-Objeto del Parícutin 2016 75 Aniversario en Ciencia Nicolaita Museos de la Memoria: El Proyecto
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 Modelo digital del CVMG (después de Gómez-Vasconcelos, 2018)
El CVMG Diversidad de volcanes en el CVMG Edad del magmatismo en el CVMG Riesgo geológico en el CVMG Referencias
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
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 Universidad Michoacana de San Nicolás de Hidalgo  Última actualización 3/septiembre/2020 |
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