Avances en el conocimiento de la Faja Volcánica Transmexicana durante la última década

Luca Ferrari

Instituto de Geología, UNAM, Apdo. Postal 70-296, Cd. Universitaria, 04510 México D.F.

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Resumen

La Faja Volcánica Transmexicana (FVTM), el arco volcánico construido sobre la margen meridional de la Placa Norteamericana, presenta características peculiares tal como una gran variabilidad del estilo volcánico y de la composición química de sus productos, la oblicuidad de su parte central y oriental con la trinchera y la notable variación del ancho del arco. En esta reseña se sintetizan las principales contribuciones en campo geológico, geoquímico y geofísico sobre este arco volcánico según los artículos publicados durante la década de los noventa. Los mayores avances lo constituyen la reconstrucción de la estructura del sistema de subducción, el establecimiento de la edad y la evolución geológico-tectónica de la FVTM; la reconstrucción de la historia volcánica de los centros activos y la evaluación de su riesgo; y el esclarecimiento de la petrogénesis de los magmas. Sin embargo, a pesar de los avances, no se ha aclarado completamente el origen y la evolución de la FVTM. En el futuro, las investigaciones que pueden contribuir a solucionar los problemas de interpretación de la FVTM tendrán que enfocarse al conocimiento detallado de la geología del arco volcánico y de la estructura físico-química de la corteza y el manto por debajo de él.

Abstract

The Trans-Mexican Volcanic Beft (TMVB), the volcanic arc built on the southern edge of the North America plate, presents several peculiar features such as large arc parallel variation in volcanic style and chemical composition, a slight obliquity with respect to the trench and a significant variation in the arc width. In this review I synthesize the main geologic, geophysics and geochemical contributions on this arc based on papers published during the last decade. Significant advances in this respect were the reconstruction of the structure of the subduction system; the establishment of the age and geologic evolution of the TMVB; the reconstruction of the volcanic history of the active centers, the volcanic hazard assessment; and the deeper insight into the petrogenesis of the magmas. Despite these advances, the origin and the evolution of the TMVB is not completely understood yet. In the future, detailed geologic and tectonic studies of the arc and geophysical and geochemical investigations on the geometry and nature of the crust and underlying mantle may contribute to solve these problems.

INTRODUCCiÓN

La Faja Volcánica Transmexicana (FVTM) es el arco volcánico que se desarrolla sobre la margen sudoccidental de la Placa de Norteamérica como resultado de la subducción de las Placas Rivera y Cocos a lo largo de la trinchera de Acapulco (Figura 1). Los estudios sobre la FVTM comenzaron de manera pGeología regional y localuntual en la década de los sesenta. Una muestra representativa de los conocimientos obtenidos en aquella etapa la presenta Mooser (1972) quien también propone el primer modelo de la estructura del arco. En la década siguiente se realizaron los primeros trabajos sistemáticos que culminaron con la importante síntesis regional de Demant (1981). En los ochenta se llevaron a cabo trabajos volcanológicos y geoquímicos que aportaron conocimientos significativos sobre la mayoría de los grandes aparatos y campos volcánicos cuaternarios y se publicaron los primeros modelos sobre la tectónica de la parte occidental de la FVTM. El estado del arte para finales de aquella década fue resumido por Yerma (1987) en ocasión de la publicación de un volumen especial de la revista Geofisica Internacional dedicado a la FVTM. En el presente trabajo se pretende sintetizar las contribuciones principales publicadas desde aquel entonces, así como señalar los problemas que quedan por resolver.

CARACTERíSTICAS DISTINTIVAS DE LA FVTM

La FVTM constituye unos de los arcos volcánicos más complejos y variados de la región circum-Pacífica. Entre sus rasgos peculiares se pueden citar: a) la gran variabilidad del estilo volcánico y composición química a lo largo del arco; b) la presencia de un volcanismo alcalino de tipo intraplaca (asimilado a los Oeean Island Basalt) espacialmente asociado al volcanismo dominante relacionado con la subducción; c) la oblicuidad de su parte central y oriental con la trinchera; y d) la notable variación del ancho del arco (Figura 1).

a) La FVTM se suele dividir en tres sectores: occidental, central y oriental (Figura 2) que presentan diferencias significativas en lo que respecta al tipo de volcanismo y su composición química. En el sector occidental, limitado al este por el r¡tt de Colima, el arco volcánico se sobrepone a la parte norte del bloque Jalisco (BJ) y al límite meridional de la Sierra Madre Occidental (SMO). El volcanismo emplazado en el límite sur de la SMO es claramente bimodal, formado tanto por estratovolcanes y complejos de domos dacíticoriolíticos como por centros monogenéticos basálticos. En cambio, el volcanismo emplazado dentro del BJ es casi exclusivamente monogenético y de composición basáltico-andesítica.

En el sector central, entre el rift de Colima y el sistema de fallas Taxco-Querétaro (Figura 2), se desa-rrolla el campo volcánico Michoacán-Guanajuato, formado por centros monogenéticos y pequeños volcanes escudo de composición basáltica o basálticoandesítica. Los estratovolcanes están completamente ausentes, si se exceptúa el caso del Cerro Tancítaro.

En el sector oriental, al oriente del sistema TaxcoQuerétaro, la mayor parte del volcanismo está emplazado en grandes estratovolcanes, calderas y complejos de domos de composición de andesítica a riolítica alineados a lo largo de estructuras corticales, mientras que los volcanes monogenéticos de composición basáltica representan sólo una pequeña fracción del volumen de magma emplazado. En este sector el arco volcánico se emplaza sobre una corteza de edad precámbrica presumiblemente de tipo cratónico (Oaxaquia, Ortega-Gutiérrez el al., 1996).

b) Variedades de rocas volcánicas alcalinas han sido emplazadas a lo largo de toda la FVTM. Sólo una parte de las rocas alcalinas tiene afinidad intraplaca y puede interpretarse como basaltos de isla oceánica (OIB) derivados de un manto no contaminado por la subducción. Lavas OIB se han emplazado desde el Mioceno al Presente a lo largo de toda la FVTM pero más frecuentemente en el sector occidental (Tabla 1).

c) La FVTM no se encuentra a una distancia constante de la trinchera de Acapulco. Mientras que en el sector -occidental el frente volcánico es paralelo a la trinchera, en el sector central y oriental tiende a alejarse de ella. Como resultado el frente volcánico tiene un ángulo de aproximadamente 15° con respecto a la trinchera.

d) La tasa de emplazamiento volcánico y el área cubierta por el volcanismo Plio-Cuaternario no son homogéneas en la FVTM. El arco volcánico PlioCuaternario tiene un ancho variable entre un máximo de 200 km en la región del Campo Volcánico Michoacán-Guanajuato y un mínimo de 65 km en las regiones de Chapala y Morelia (Figura 1), que corresponden también a las áreas con menor aporte magmático del arco

A diferencia de otros arcos volcánicos los rasgos peculiares descritos arriba no se relacionan directamente con la edad y la estructura térmica de las placas en subducción. La litósfera oceánica en subducción en la trinchera tiene edades variables entre 8 y 15 Ma pero por debajo del arco volcánico PlioCuaternario se encuentra una placa de edad uniforme de entre 18 y 20 Ma (Bandy y Kostoglodov, 1995) (Figura 1).

Figura 1. Entorno tectónico y principales centros volcánicos de la Faja Volcánica Transmexicana. Las edades en la trinchera se refieren a la placa que entra en la zona de subducción. Las líneas interrumpidas representan la posición de las isócronas de la placa subducida, cuyas edades se indican (basado en Kostoglodov y Bandy, 1995, corregido por la inclinación del plano de Benioff de acuerdo a la estimación de Pardo y Suárez. 1995). Los triángulos indican los principales estrato-volcanes; los mencionados en el texto son: LN :: Las Navajas; SA:: sangangüey; SJ :: San Juan; CB :: Ceboruco; TQ :: Tequila; CO :: Volcán de Colima; TA :: Tancítaro; PH :: Palo Huérfano; HO :: La Joya; ZA :: El Zamorano; NT :: Nevado de Toluca; IZ :: Iztaccíhuatl; PO :: Popocatépetl; LM :: La Malinche; CP :: Cofre de Perote; Por:: Pico de Orizaba. Los círculos indican las calderas; las mencionadas en el texto son: LP :: La Primavera; Al :: Los Azufres; AM :: Amealco; HU :: Huichapan; LH :: Los Humeros; LC :: La Cumbre. Los principales campos volcánicos mencionados en el texto son: MGVF :: campo volcánico Michoacán-Guanajuato; Chic:: Sierra Chichinautzin; PmS :: Chiconquiaco-Palma Sola.

AVANCES EN LA ÚLTIMA DÉCADA

Edad y evolución geológica de la FVTM

La edad de la FVTM ha sido un tema controversia!. En el pasado se habían sugerido fechas variables desde Cuaternario (Demant, 1978; 1981), Plioceno tardío (Cantagrel y Robin, 1979), Plioceno temprano (Nixon et al., 1987) hasta Oligoceno (Mooser, 1972). Sin embargo, en la última década, la cartografia geológica apoyada en un gran número de nuevas edades isotópicas, ha llegado a esclarecer la evolución espacio-temporal del volcanismo en México central. La recopilación y el análisis de varios centenares de edades ha permitido visualizar la reorientación progresiva del volcanismo continental desde la Sierra Madre Occidental a la FVTM, indicando que un arco volcánico con la orientación y las características químicas de esta última existía ya desde el Mioceno superior (Ferrari et al., 1994a, y 1999a) (Figura 2). Desde entonces el frente volcánico ha migrado hacia la trinchera, sobre todo en la parte occidental y central de la FVTM (Ferrari et al., 1994a; Delgado et al., 1995).

Estos estudios han permitido además reconocer que el volcanismo de la FVTM se caracteriza por pulsos de mayor intensidad separados por periodos de actividad reducida (Figura 3). El primer pulso tuvo lugar al inicio del Mioceno tardío (10-9 Ma), cuando la FVTM se caracteriza por el emplazamiento de grandes mesetas andesítico-basálticas en el sector occidental y central (Moore et al., 1994; Ferrari et al., 1994b, 1999c; Righter et al., 1995) y de estratovolcanes andesíticos como el Zamorano (Carrasco-Núñez et al., 1989) Palo Huérfano (Pérez-Venzor et al., 1997), La Joya (Valdez-Moreno et al. 1996) y Cerro Grande (Carrasco-Núñez et al., 1997) en el oriente. Posteriormente a los 8 Ma, se observa una disminución del volcanismo a lo largo de toda la FVTM. En el Plioceno inferior (5-3 Ma) el volcanismo se vuelve marcadamente bimodal: complejos de domos riolíticos se emplazaron entre Tepic y Guadalajara (Gilbert et al., 1985; Righter et al., 1995; Ferrari et al., 1997, 1999b) Y en el sector central de la FVTM (Pasquaré et al., 1991), donde además se formaron las calderas de Los Azufres, Amealco y Huichapan (Ferrari et al., 1991; Aguirre-Díaz, 1997; Aguirre-Díaz et al., 1997). En el sector occidental el comienzo de este volcanismo pliocénico está marcado por el emplazamiento de basaltos alcalinos entre Tepic y Guadalajara (Moore et al., 1994; Righter et al., 1995) y en la parte norte del rift de Colima (Allan, 1986). Un último pulso volcánico parece caracterizar el Plioceno tardío-Cuaternario (Figura 3), cuando la composición dominante de los productos se vuelve otra vez intermedio-máfica.

Figura 2. Principales sistemas de fallas con edades inferiores a los 10 Ma que afectan a la Faja Volcánica Transmexicana (basados en Farrari y Rosas-Elguera, 1999a; Ferrari et al., 1999c; Alaniz-Á1varez et al., 1998). GC=Graben de Cotija; GP= Graben de Penjamillo; HGA=:Semigraben de Aljibes; FLP=Falla de La Pera. Nótese la ausencia de fallamiento en la parte oriental de la FVTM.

Marco geodinámico y tectónico

La relocalización precisa de los sismos de subducción bajo México central junto con estudios magneto-telúricos han permitido reconstruir la geometría de las placas en subducción, evidenciando que el frente volcánico Cuaternario se encuentra en correspondencia de los 80-100 km de profundidad del plano de Benioff. De acuerdo a estos datos el ángulo de -15⁰ que guarda el frente volcánico de la FVTM respecto a la trinchera de Acapulco resultaría ser una consecuencia de la variación de la inclinación de la placa en subducción. En particular, el plano de Benioff que define la placa de Rivera por debajo del bloque Jalisco tendría un ángulo de 45-50⁰ (Pardo y Suárez, 1993; 1995), se volvería progresivamente más somero en correspondencia de Michoacán hasta volverse subhorizontal en Guerrero y Oaxaca (Pardo y Suárez, 1995; Arzate et al., 1995). El ángulo aumentaría otra vez en correspondencia de la región ístmica y centroamericana (Pardo y Suárez, 1995). Sin embargo, los sismos son casi ausentes por debajo de la FVTM, lo que deja mucha incertidumbre sobre la geometría de la placa en subducción en esta región. El análisis de los eventos recopilados en el catálogo sísmico del Servicio Sismológico Nacional (R. Zúñiga, comunicación personal) sugiere que la placa podría hundirse con alto ángulo en correspondencia de la FVTM.

Datos gravimétricos (Urrutia-Fucugauchi y Flores-Ruiz, 1996) indican que el espesor cortical de la placa superior es máximo en la parte oriental de la FVTM, donde llega a los 50 km. En esta región se infiere la existencia de un núcleo de basamento Precámbrico (Ortega-Gutiérrez et al., 1995). Hacia el occidente el espesor disminuye considerablemente, hasta llegar a 28 km en Arteaga (Pérez-García y Urrutia-Fucugauchi, 1997), al suroeste del campo volcánico Michoacán-Guanajuato.

Tabla 1 -Edad y localización del volcanlsmo tipo isla oceánica (0IB) e inicio de la extensión intra-arco en la FVTM

La deformación en la placa superior se concentra principalmente a lo largo de sector occidental y central de la FVTM. Una tectónica transcurrente y/o transtensional caracteriza estas regiones en el Mioceno medio y tardío (Ferrari, 1995; Ferrari et al., 1994a, 1994c, 1997, 1999c). Sin embargo, desde finales del Mioceno, ha actuado una extensión casi perpendicular al arco volcánico. Suter et al. (1992 y 1995a y b) han documentado en detalle la extensión intra-arco reciente y activa en la parte central de la FVTM, calculando tasas de extensión entre 0.7 y 0.4 mm/año. De manera similar, en la parte occidental de la FVTM, se ha reconocido una extensión perpendicular al arco con tasas de extensión inferiores al mm/año activa desde el Mioceno tardío (Barrier et al., 1990; Nieto-Obregón et al., 1992; Ferrari et al., 1994c; Suárez et al., 1994; Ferrari y Rosas, 1999a). La ausencia de fallamiento transcurrente derecho en el Plio-Cuatemario a lo largo del rift Tepic-Zacoalco y la baja tasa de deformación de estos sistemas de fallas han puesto en duda el modelo de ritting hacia el noroeste del bloque Jalisco por efecto de un "brinco" hacia el este de la' cresta de Pacifico oriental (Luhr et al., 1985; Allan et al., 1991), que había dominado en la literatura en la década de los ochenta. En la actualidad, se considera más probable que la.tectónica extensional del la FVTM occidental estuvo relacionada con la reactivación de las fronteras del bloque Jalisco inducida por las fuerzas aplicadas en los límites de placas y, en particular, por la diferente geometría de las placas de Rivera y Cocos subducidas bajo esta parte de México (Bandy et al., 1995; Rosas et al., 1996).

Un modelo que relaciona la tectónica con el estilo del volcanismo ha sido recientemente propuesto por Alaniz-Alvarez et al. (1998, 1999), quienes, partiendo del modelo teórico de Takada (1994), propusieron que los centros poligenéticos mayores de la FVTM están alineados a lo largo de las estructuras transversales al arco debido a que estas últimas tienen una baja tasa de deformación. Este modelo fue cuestionado por Suter (1999), Contreras y Gómez Tuena (1999) y Siebe et al. (1999) quienes pusieron en duda la aplicabilidad del modelo de Takada a la FVTM y la simplificación de la tectónica de la región propuesta por Alaniz-Álvarez et al. (1998). Sin embargo, considerando que la deformación puede ser liberada por el magmatismo (Alaniz-Álvarez et al., 1999) y que no se cuestionó que la velocidad de extensión en zonas transversales al arco debe ser muy pequeña, se puede decir que el modelo de Alaniz-Álvarez y colaboradores (1998) (Rodríguez-Elizarrarás, 1995), Las Navajas (Nelson y explica la distribución peculiar del volcanismo Hegre, 1990), Nevado de Toluca (Macías et al., 1997); monogenético y poligenético de la FVTM. Iztaccíhuatl (Nixon, 1989) y Pico de Orizaba (CarrascoNúñez y San, 1994). Sin embargo, volcanes importantes como el Cofre de Perote, el Volcán San Juan, La Malinche y, en parte, el mismo Popocatépetl

 
Figura 3. Distribución en valores absolutos (escala en la izquierda) y logarítmicos (escala en la derecha) de 771 edades radiométricas para México central por intervalos de 1 Ma. La distribución multimodal sugiere que el volcanismo haya ocurrido en pulsos. La línea gruesa se obtuvo promediando dos valores adyacentes. Tomado de Ferrari et al. (1999a).

Geología regional y local

Muchos estudios volcanológicos y geológicos se carecen de un mapa geológico completo. También se han concentrado sobre los centros volcánicos que han realizado estudios geológicos y geocronométricos presentan mayor riesgo para la población. En este detallados de las calderas y complejos {jómicos de campo, la contribución mayor de la década ha sido edad Plioceno de la parte central de la FVTM probablemente la de reconocer que la mayoría de los (Amealco, Huichapan, Los Agustinos, etc.) (Aguirregrandes estratovolcanes andesítico-dacíticos de la Díaz, 1997; Aguirre-Díaz et al., 1997). Estudios FVTM tuvieron uno o más colapsos sectoriales durante similares de otros complejos caldéricos, como Los el Holoceno. Depósitos de avalancha de escombros Azufres (Ferrari et al., 1991; Pradal y Robin, 1994; relacionados con estos fenómenos cataclísmicos han Campos-Enríquez y Garduño-Monroy,. 1995) Y sido detectados en los volcanes Colima (Luhr y Zitácuaro (Capra et al., 1997), han mostrado que éstos Prestegaard, 1988; Stoopes y Sheridan, 1992), se caracterizan por una historia más larga, iniciada Jocotitlán (Siebe et al., 1992), Nevado de Toluca posiblemente en el Mioceno y caracterizada por varias (Macías et al., 1997), Popocatépetl (Robin y Soudal, reactivaciones hasta el Cuaternario. 1987; Siebe et al., 1995) y Pico de Orizaba (CarrascoNúñez et al., 1993; Hoskuldsson y Robin, 1993, La geología regional de la parte central y Carrasco-Núñez y Gómez-Tuena, 1997). occidental de la FVTM ha sido sintetizada en los trabajos cartograficos de Pasquaré et al. (1991), Ferrari Además, han sido publicados mapas geológicos et al. (1999b) y Rosas-Elguera et al. (1997). Estos con diferente grado de detalle de los volcanes Colima trabajos han contribuido a establecer los límites entre Norteamérica y los bloques Jalisco y Michoacán y han demostrado que el volcanismo Terciario de la Sierra Madre Occidental no afecta a la zona que ocupa el bloque Jalisco pero sí a la zona de Michoacán.

Origen de los magmas de la FVTM

En el campo petrológico, el debate se ha centrado sobre el significado del volcanismo alcalino de la FVTM. En la parte occidental de la FVTM se ha detectado la existencia inusual de un frente volcánico potásico (Lange y Carmichael, 1991); en éste, como en otros casos, los patrones de elementos traza indican que los magmas alcalinos provi!3nen de un manto modificado por la subducción (ejemplos en Besch et al., 1988; Luhr et al., 1989; Righter et al., 1995; Luhr, 1997) y que su ocurrencia se debe a la extensión que afecta la placa superior (Carmichael et al., 1996). Sin embargo, en la parte noroccidental de la FVTM (Verma y Nelson, 1989; Wallace et al., 1992; Righter y Carmichael, 1992), en el extremo oriental (Palma Sola, Negendank et al., 1987) así como en la Sierra Chichinautzin, ubicada en el frente volcánico de la parte central (Márquez et al., 1999; Verma, 1999; Wallace y Carmichael, 1999) existen lavas que se parecen a los basaltos de isla oceá-nica (OIB), lo que implicaría un manto no contaminado por la subducción. Basándose sobretodo en estas ocurrencias, Márquez et al.(1999) propusieron un modelo provocativo en el cual los magmas 018 serían la expresión de una pluma del manto que estaría moviéndose de oeste a este desde el Mioceno tardío, por debajo de la FVTM. El problema principal de este modelo lo representa la evolución temporal del fallamiento y del volcanismo OIB en la FVTM, que no muestra la propagación predicha por el modelo (Tabla 1) Y el volumen de las lavas OIB que resulta ser muy por debajo a lo esperado si existiera una pluma del manto (Ferrari y Rosas-Elguera, 1999b). Un modelo alternativo ha sido propuesto en forma general por Luhr (1997), quien su-giere que la ocurrencia de lavas OIB pueda relacionarse con un flujo de material no contaminado desde la zona de retroarco inducido por la subducción.

OPORTUNIDADES DE INVESTIGACiÓN FUTURAS

 En general, los problemas de interpretación de la FVTM derivan de la falta de un conocimiento detallado de la geología del arco volcánico y de la estructura físico-química de la corteza y el manto por debajo de ella. Falta todavía cartografía geológica y estratigrafía sistemática que abarque toda la FVTM y que permita la estimación de las tasas de efusión volcánica por áreas en el tiempo y de las tasas de deformación de los diferentes sistemas de fallas. Estudios geodésicos que utilizan redes satelitales serán también fundamentales para obtener velocidades de deformación instantáneas. Se requieren además investigaciones de carácter geofísico (métodos potenciales, sísmica de refracción, tomografía sísmica) y geoquímico (estudios isotópicos) para conocer con mas precisión la naturaleza geológica y el espesor de la corteza, así como la extensión y la geometría de las placas en subducción y la composición del manto.

AGRADECIMIENTOS

El presente trabajo se ha beneficiado de las investigaciones llevadas a cabo por el autor durante la última década y financiadas por el CONACyT, el programa UNAM-PAPIIT, el Instituto de Geología de la UNAM y la Universidad de Milán, Italia. La revisión crítica de A. Nieto Samaniego, G. Carrasco-Nuñez yS. A. Alaniz estimuló una ampliación del manuscrito original que redundó en un trabajo más completo.

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