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Tectónica y vulcanismo de los Andes Centrales

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  • 1. FA CTORES TECTÓNICOS Y VOLCÁNICOS QUE CONTROLAN EL MODELADO DEL RELIEVE EN EL SECTOR SEPTENTRIONAL DE LA ZONA VOLCANICA CENTRAL DE LOS ANDES (NZVC) Jose Úbeda y David Palacios Depar tamento de Análisis Geográfico Regional y Geografía Física (Universidad Complutense de Madrid) [email_address] Figura 1: estratovolc anes Ubinas, Chachani y Misti vistos desde el Altiplano de Pata Pampa (4.700 m.s.n.m.) 1 Volcán Ubinas Volcán Chachani Volcán Misti
  • 2. CONTENIDOS
    • INTRODUCCIÓN: EL SECTOR SEPTENTRIONAL DE LA ZONA VOLCÁNICA CENTRAL DE LOS ANDES (NCVZ).
    • 2. FACTORES TECTÓNICOS QUE CONTROLAN EL MODELADO DEL RELIEVE EN LA NCVZ.
    • 3. FACTORES VOLCÁNICOS QUE CONTROLAN EL MODELADO DEL RELIEVE EN LA NCVZ.
    Figura 2: panorámica del flujo de lava de Choetambo (4725 m.s.n.m.), en la vertiente Norte del Nevado Coropuna 2
  • 3. 3 PRIMERA PARTE: INTRODUCCIÓN El sector septentrional de la Zona Volcánica Central (NZVC) 1.1. La Cordillera de Los Andes. 1.2. Regionalización de la cordillera de Los Andes basada en diferencias en la estructura del orógeno y en el margen de colisión continental (Clapperton 1993). 1.3. Características generales de los Andes Centrales. 1.2.1. Andes del Norte. 1.2.2. Andes Centrales. 1.2.3. Andes del Sur. Regiones: 1.3.1. División de la cordillera en dos ramales. 1.3.2. Aparición del Altiplano Andino entre las dos cordilleras. 1.3.3. Unidad estructural del Oroclinal Boliviano. Características:
  • 4. 1.1. La cordillera de Los Andes : 1. INTRODUCCIÓN: Figura 2: representación de la regionalización de la cordillera de Los Andes (Clapperton 1993) sobre una imagen obtenida en Google Earth (Úbeda 2007) 4 PLACA DE NAZCA PLACA ANTÁRTICA 1.1.1. Localización : la cordillera de los Andes se prolonga a lo largo de 7.500 Km en el margen occidental de Suramérica, desde la Sierra Nevada de Santa Marta, en la costa del Mar Caribe, al Norte, hasta el Cabo de Hornos, en el extremo Sur del continente. 1.1.2. Orógeno Andino : la cordillera andina es un orógeno levantado como consecuencia de la subducción por debajo del continente del fondo del Océano Pacífico, que a lo largo del Oeste de Suramérica se encuentra compartimentado en dos placas tectónicas:
  • 5. 1.2. Regionalización de la cordillera de Los Andes basada en diferencias en la estructura del orógeno y el margen de colisión continental (Clapperton 1993): 1. INTRODUCCIÓN: Figura 2: representación de la regionalización de la cordillera de Los Andes (Clapperton 1993) sobre una imagen obtenida en Google Earth (Úbeda 2007) 5 1.2.1. Andes del Norte : desde la costa del Mar Caribe (11ºN), en la costa del Océano Atlántico, hasta la falla de Amotape (3ºS), que se interpreta como la antigua sutura de las partes septentrional y meridional de Suramérica. 1.2.2. Andes Centrales : desde la falla de Amotape hasta la subducción de la dorsal propagante de Chile bajo el continente (47ºS). 1.2.3. Andes del Sur : desde esa posición hasta la zona de fractura de Shackelton (60ºS), donde la placa continental de Suramérica interactúa con las placas de corteza oceánica Antártica, Atlántico Occidental y de las Malvinas.
  • 6. 1.3.1. El orógeno andino se divide en dos ramales : - Cordillera occidental, con áreas volcánicamente activas. - Cordillera oriental, donde el vulcanismo está ausente. 1.3.2. La meseta del Altiplano aparece entre los dos ramales de la cordillera : el altiplano andino es la segunda meseta más grande de la tierra (500 x 300 Km) con una altitud entre 3.800 y 4.500 m.s.n.m. (sólo la meseta del Tíbet, al Norte de los Himalayas, es más elevada y más extensa). 1. INTRODUCCIÓN: Figura 2: representación de la regionalización de la cordillera de Los Andes (Clapperton 1993) sobre una imagen obtenida en Google Earth (Úbeda 2007) 6 1.3. Características generales de los Andes Centrales : Coincidiendo con las máximos valores de subducción: Los Andes Centrales se estructuran como dos cordilleras separadas por una meseta, conformando una unidad denominada OROCLINAL BOLIVIANO (Isacks 1988)
  • 7. 1.3.3. Oroclinal Boliviano : unidad definida por Isacks (1988) que incluye la cordillera occidental, el altiplano y la cordillera oriental y tiene las siguientes características: 1. INTRODUCCIÓN: Figura 3: imagen de los Andes Centrales registrada por el satélite Landsat 7 el año 2000. 7 ANCHO: 500-700 Km ( entre la fosa de subducción y la cuenca del Amazonas). ACORTAMIENTO CORTICAL:  300 Km (SO-NE). ESPESOR CORTICAL >70 Km (superior en varias decenas de Km a otras regiones de la cordillera)
  • 8. CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LOS ANDES CENTRALES (resumen) 1. INTRODUCCIÓN: 8
    • División de la cordillera de dos ramales (oriental y occidental).
    • 2. Aparición del Altiplano entre las dos cordilleras.
    • 3. Espesor y acortamiento cortical.
    • 4. Presencia de áreas volcánicas y áreas donde el vulcanismo está ausente.
    • 5. Presencia de glaciares, en altitudes >ELA* y condiciones topográficas favorables.
    } OROCLINAL BOLIVIANO * ELA (Equilibrium Line Altitude): altitud de un glaciar por encima de la cual los procesos que favorecen la acumulación de nieve y su posterior transformación en hielo predominan sobre los procesos que favorecen la ablación de la masa de agua helada (figura 5).
  • 9. 1. INTRODUCCIÓN: 9 * ELA (Equilibrium Line Altitude): altitud de un glaciar por encima de la cual los procesos que favorecen la acumulación de nieve y su posterior transformación en hielo predominan sobre los procesos que favorecen la ablación de la masa de agua helada (figura 5). Figura 5
  • 10. 1. INTRODUCCIÓN: ZONA DE ESTUDIO 10 Figura 6 : el sector NZVC en una imagen del satélite Landsat registrada en 1990. Sector Septentrional de la Zona Volcánica Central de los Andes (NZVC)
  • 11. SEGUNDA PARTE: FACTORES TECTÓNICOS que controlan el modelado del relieve en los Andes Centrales 11 2.2. Levantamiento de la Cordillera . 2.3. Espesor y acortamiento de la corteza continental . 2.4. Aparición del Altiplano entre la cordillera occidental y la cordillera oriental . 2.1. El proceso de subducción . 2.2.1. Tectónica y red de drenaje. 2.2.2. Tectónica y dinámica de laderas. 2.2.3. Tectónica y glaciación. 2.2.4. Altiplano y glaciaciones. Efectos: Efectos: Efectos:
  • 12. 2.1. EL PROCESO DE SUBDUCCIÓN: 2.1.1. Subducción de la placa de Nazca : por debajo del orógeno andino y en relación directa con su origen se está produciendo desde hace varias decenas de millones de años la subducción de la placa de Nazca, constituida por litosfera oceánica (con una densidad reducida), por debajo de la placa de Suramérica, formada por litosfera continental (con una densidad más elevada). 2.1.2. Dorsales propagantes : los motores de la expansión del fondo oceánico y la subducción son las dorsal es propagantes de las Galápagos, Chile y el Pacífico Oriental (figura7), que se encuentran entre las más activas de La Tierra. Figura 7: contexto tectónico Pacífico-Suramérica . 12
  • 13. 2.1. EL PROCESO DE SUBDUCCIÓN: 2.1.3. El ángulo de subducción: A lo largo del margen de colisión continental la placa de Nazca se introduce por debajo de la placa de Suramérica, definiendo un plano de subducción cuyo ángulo varía entre 0º y 30º. 2.1.4. La geometría del plano de subducción: está relacionada con la distribución del vulcanismo cuaternario. Sólo hay vulcanismo donde el ángulo de subducción es >25º (figura 8). Figura 8: contexto tectónico de la Cordillera de los Andes. ¿CÓMO PODEMOS CONOCER LA GEOMETRÍA DEL PLANO DE SUBDUCCIÓN? Estudiando la distribución de los hipocentros de los terremotos. 13
  • 14. 2.1. EL PROCESO DE SUBDUCCIÓN: 2.1.5. Análisis de localización de los hipocentros de series de terremotos: en el margen occidental de Suramérica los terremotos son muy frecuentes, a causa de la fricción entre las placas durante el proceso de subducción (figura 9). La localización de los hipocentros de los terremotos se calcula relacionando la velocidad de las ondas primarias (ondas P) y las ondas secundarias (ondas S) con un factor de corrección (Ortiz 2000). Figura 9: hipocentros de la serie de sísmos 1975-1995. 14
  • 15. 2.1. EL PROCESO DE SUBDUCCIÓN: Figura 10: malla tridimensional representando la Zona de Benioff. El sector subducido de las dorsales asísmicas se indica en línea blanca discontinua. 15 2.1.6. Zona de Benioff: plano definido por la localización de los hipocentros de una serie suficientemente larga de terremotos. La Zona de Benioff se considera equivalente al plano de subducción (figura 10).
  • 16. 2.1. EL PROCESO DE SUBDUCCIÓN: Figura 11: modalidades de incorporación de material cortical a la fosa oceánica por erosión por subducción (erosión endógena) y erosión superficial (erosión exógena). 16 2.1.7. Incorporación de material cortical al proceso de subducción: el aporte de sedimentos a la fosa oceánica por erosión por subducción (producto de la fricción entre las placas) y por erosión de la superficie terrestre (directamente relacionada con el clima), se considera un factor importante porque:
    • Modifica la composición de los magmas por debajo del orógeno andino.
    • Atenúa la erosión por subducción (los sedimentos se comportan como un agente lubrificante).
  • 17. 2.1. EL PROCESO DE SUBDUCCIÓN: 17 EFECTOS DEL PROCESO DE SUBDUCCIÓN EN LOS ANDES CENTRALES (resumen) 2.2. Levantamiento de la cordillera. 2.3. Espesor y acortamiento cortical. 2.4. Aparición del Altiplano Andino entre las dos cordilleras, conformando la unidad estructural del Oroclinal Boliviano. 2.5. Diferenciación espacial entre áreas volcánicas activas y áreas donde el vulcanismo está ausente. A continuación nos referiremos a estos efectos.
  • 18. 2.2. LEVANTAMIENTO DE LA CORDILLERA: Figura 12 : pulsos tectónicos del último Ciclo Andino (Benavides-Cáceres 1999). 18 El último ciclo tectónico andino se inicia en el Triásico (  250-200 ma BP), coincidiendo con la apertura del Atlántico Sur, e incluye una primera fase que se prolonga hasta el Senoniense (90-80 ma BP), caracterizada por un tipo de subducción, vulcanismo y ambientes sedimentarios muy diferentes a los actuales. En el Senoniense se producen importantes cambios que han conducido a la configuración actual de los Andes (Benavides-Cáceres 1999): - Aparición del tipo andino de subducción. - Emergencia de la cordillera, a lo largo de nueve pulsos tectónicos (figura 8). - Retirada del mar. El levantamiento de la cordillera tiene importantes efectos, señalados por Clapperton (1993) sobre: 2.2.1. La red de drenaje. 2.2.2. La dinámica de laderas. 2.2.3. La extensión de las glaciaciones.
  • 19. 2.2. LEVANTAMIENTO DE LA CORDILLERA: Figura 13 : vista del cañón del río Colca desde el Mirador del Cóndor, junto a la carretera de Huambo a Chivay. El lecho del río, en la parte inferior izquierda de la imagen, se encuentra a 2.600 m.s.n.m.. La cumbre del Cerro Bomboya, que aparece iluminada por el Sol al otro lado del valle, se encuentra a 5.200 m. de altitud, exactamente el doble. El desnivel del fondo del valle alcanza en este punto los 2.600 m. 2.2.1. Tectónica y red de drenaje : a causa del intenso levantamiento de la cordillera la red de drenaje tiene una gran capacidad de incisión. Los colectores de la NZVC se han encañonado excavando profundos valles que alcanzan varios miles de metros de profundidad (figura 13). 19 Cerro Bomboya (5.200 m.s.n.m.) · · Lecho del río Colca (2.600 m.s.n.m.)
  • 20. 2.2. LEVANTAMIENTO DE LA CORDILLERA: Figura 14 : desembocadura del río Capiza (a la izquierda) en el río Colca, que marca el nivel de base actual en este tramo del río, a una altitud de 900 m.s.n.m. 2.2.1. Tectónica y red de drenaje : donde la pendiente se reduce suficientemente, en el fondo de los valles encontramos llanuras aluviales , que expresan un predominio del excedente sedimentario del río sobre las tasas del levantamiento. Cuando esta relación se invierte, el curso fluvial se encaja dejando niveles de terraza s colgados topográficamente sobre el lecho actual del río. 20
  • 21. 2.2. LEVANTAMIENTO DE LA CORDILLERA: 2.2.2. Tectónica y dinámica de laderas : los tipos más frecuentes de formas sedimentarias inducidas por la tectónica son (Clapperton 1993) deslizamientos de laderas (figuras 15-18), flujos masivos ( Mud flows o Huaycos ) y caída de rocas por gravedad. 21 Figuras 15 (arriba), 16 (centro) y 17 (abajo): panorámica de la cabecera, imagen del satélite Landsat registrada el año 2000 y panorámica de los depósitos distales del deslizamiento gigante de Cotahuasi, localidad que se encuentra en el fondo del valle del mismo nombre. Figura 18 (derecha): corte excavado por el río en el extremo inferior del depósito.
  • 22. 2.2. LEVANTAMIENTO DE LA CORDILLERA: 2.2.3. Ciclos de excavación/relleno de los fondos de valle : los colectores de la red de drenaje de los Andes Centrales tienen una gran capacidad de incisión, pero se encuentran en un contexto que también favorece enormemente los procesos de relleno, por causas tectónicas (deslizamientos) o volcánicas (erupciones en el fondo de los valles o en las vertientes que los enmarcan). De este modo se desarrolla un ciclo de excavación y relleno de los valles que debe estar produciéndose al menos desde el Plioceno. Figura 19 : el cauce actual del río Colca circula por el fondo de un cañón de varias decenas de metros de altura, excavado en las lavas fisurales que previamente habían obturado el fondo del valle. 22
  • 23. 2.2. LEVANTAMIENTO DE LA CORDILLERA: 2.2.4. Tectónica y glaciación : en condiciones topográficas favorables y con un monto suficiente de precipitación el único requisito para que se desarrollen glaciares en una región es que existan espacios por encima de la ELA regional. Los territorios de la cordillera de Los Andes que han sido afectados por la acción de las masas de hielo pueden haber sido levantados por encima de la ELA al mismo tiempo o de forma diacrónica, en unos casos exclusivamente durante el Cuaternario reciente y en otros desde el Plioceno. Por otra parte, a causa del efecto orográfico sobre la precipitación (que se degrada de Este a Oeste y de Norte a Sur), las ELAs se incrementan en el mismo sentido, habiéndose observado la misma tendencia durante el último máximo glaciar, conocido con el acrónimo anglosajón LGM (Last Glacial Maximum). Los territorios de la cordillera de Los Andes que han sido afectados por la acción de las masas de hielo pueden haber sido levantados por encima de la ELA al mismo tiempo o de forma diacrónica, en unos casos exclusivamente durante el Cuaternario reciente y en otros desde el Plioceno. Figuras 20 : perfil topográfico de los Andes Centrales a lo largo del paralelo 18ºS (altitudes promediadas), con indicación de las ELAs estimadas para el presente y el último máximo glaciar, que muestran una clara tendencia a deprimirse hacia el Este. 23
  • 24. 2.3. ENGROSAMIENTO Y ACORTAMIENTO CORTICAL: El espesor de la corteza continental puede estimarse de modo indirecto por gravimetría (medida de la gravedad). La gravedad normal (g 0 ) es un valor de referencia del campo gravitacional de La Tierra referido al elipsoide de rotación. Se calcula empleando la fórmula internacional de la gravedad, adoptada por la Unión Internacional de Geodesia y Geofísica en 1930: g 0 = 978,049 (1 + 0,0052884sen2 β – 0,0000059sen22 β) Figuras 21 : mapa de anomalías gravimétricas de los Andes Centrales, aplicando una densidad media de 2,67. Las líneas azules finas representan el contorno del continente y las dorsales asísmicas. Modificado de GIS-ANDES (www.gisandes.brgm.fr). (siendo β el valor de la latitud geográfica) La fórmula se basa en el valor absoluto g 0 = 981,274 cm/seg 2 , propuesto por Kühnen & Furtwängler (1906), y empleado como unidad básica de medida de la gravedad (Gal). Considerando 1 Gal como valor de referencia, las anomalías positivas se interpretan como adelgazamientos corticales y las negativas como engrosamientos (figura 21). 24 A través de la aplicación de las técnicas gravimétricas en los Andes Centrales, se han obtenido valores incluso >70 Km (figura 22). Figuras 22 : perfil gravimétrico de los Andes Centrales, a lo largo del paralelo 20ºS.
  • 25. 2.3. ENGROSAMIENTO Y ACORTAMIENTO CORTICAL: 25 El Oroclinal Boliviano presenta un acortamiento cortical del orden de 300 Km y espesores máximos en torno a 65-70 Km. Estos valores son excepcionales, a escala planetaria sólo tienen parangón en la meseta del Tíbet. - El engrosamiento y acortamiento cortical obedecen a la combinación de dos factores, directamente relacionados con el proceso de subducción: la hidratación del manto superior y el marco tectónico, enormemente compresivo. - La hidratación del manto producida por la transferencia de humedad de la corteza oceánica subducida a la corteza continental que se encuentra por encima (figura 23), rebaja los umbrales de fusión de los minerales del manto, desencadenando procesos de fusión parcial que abastecen abundantemente de magma a una intensa actividad intrusiva. - El marco tectónico regional es extraordinariamente compresivo (Clapperton 1993), y sólo se distiende en el borde occidental del altiplano y en el fondo de los profundos valles que lo disectan, como refleja la distribución del vulcanismo Pliocuaternario. En el resto del territorio las intrusiones magmáticas no encuentran discontinuidades para acceder a la superficie y las intrusiones magmáticas se detienen generando plutones, que contribuyen al engrosamiento cortical. CAUSAS: EFECTO:
  • 26. 2.4. APARICIÓN DEL ALTIPLANO ENTRE LAS CORDILLERAS: 2.4.1. CONCEPTO : el Altiplano es la meseta que ocupa el espacio que se abre entre los dos ramales de los Andes Centrales entre 13ºS y 30ºS, coincidiendo con el cambio de dirección de la Cordillera Oriental y los valores más elevados en el ángulo de subducción y en el engrosamiento y acortamiento de la corteza continental (figura 25). El Altiplano es una meseta de 500 x 300 Km, que se encuentra en un intervalo de altitud entre 3.800 y 4.500 m.s.n.m. 2.4.2. ORIGEN : el Altiplano es un sistema de superficies de arrasamiento generadas por la erosión del Oroclinal Boliviano durante las fases de calma que se han desarrollado entre los pulsos tectónicos compresivos (figura 12). Figura 25 (izquierda) : localización de las unidades geográficas que forman parte del Oroclinal Boliviano (Cordillera Occidental, Altiplano y Cordillera Occidental, así como de las dorsales asísmicas de la placa de Nazca. Figura 26 (abajo) : altiplano oriental del complejo volcánico Ampato-Sabancaya-Hualca Hualca (en el horizonte de la foto). 26
  • 27. 2.4.3. ALTIPLANO Y GLACIACIONES : las evidencias de actividad glaciar en algunos sectores del Altiplano se hacen evidentes en el campo (figura 28) y en el laboratorio (figura 30). . En unos casos el Altiplano ha funcionado como lecho vertiente de los flujos de hielo provenientes de las áreas de cumbres de los estratovolcanes que se levantan sobre la meseta, y en otros incluso como receptáculo de la fábrica glaciar, cuando el valor de la depresión de la ELA fue suficientemente elevado. Las superficies culminantes del Altiplano pueden haber funcionado también como campos de nieve (figura 28) capaces de abastecer a las fábricas glaciares resguardadas en posiciones topográficamente favorables, mediante la acción redistribuidora de la nieve, realizada por el viento. Figura 28 (izquierda) : imagen del satélite Landsat registrada en 2000 del complejo de circos glaciares de Pata Pampa, sobreexcavados en la superficie culminante del Altiplano. Figura 29 (arriba) : campo de nieve en el Altiplano de Pata Pampa. Figura 30 (abajo) : circos glaciares de Pata Pampa. 27
  • 28. TERCERA PARTE: FACTORES VOLCÁNICOS que controlan el modelado del relieve en los Andes Centrales 28 3.1. Contexto tectónico y distribución del vulcanismo andino. 3.2. Fundamentos de vulcanología: génesis, evolución y ascenso de magmas. 3.3. Naturaleza del vulcanismo explosivo en el sector NZVC de los Andes. 3.4. Tipos de erupciones volcánicas explosivas. 3.5. Depósitos piroclásticos. 3.6. Lahares. 3.7. Lavas andesíticas y erosión glaciar. 3.8. Recursos hídricos y riesgo volcánico: Nevado Coropuna y El Misti.
  • 29. 3.1. CONTEXTO TECTÓNICO Y DISTRIBUCIÓN DEL VULCANISMO ANDINO: La distribución del vulcanismo en la cordillera de Los Andes está controlada por el valor del ángulo de subducción a lo largo del borde occidental del continente suramericano . Sólo hay actividad volcánica donde el valor del ángulo de subducción alcanza valores suficientemente elevados (>25º). Cuando el ángulo de subducción es >25º un sector del manto superior queda pinzado entre la placa oceánica subducida y la placa continental por debajo de la cual se produce la subducción (figura 30). Figura 30: esquema estructural de los Andes Centrales mostrando los procesos de subducción de la placa de litosfera oceánica por debajo de la placa de litosfera continental e hidratación del manto superior que desencadenan la génesis y ascenso de magmas que alimentan el vulcanismo de la cordillera. 29 En estas condiciones, se produce una transferencia de humedad de la placa oceánica al sector del manto pinzado. El aporte hídrico induce una significativa reducción de la temperatura de fusión de los minerales del manto, desencadenando un proceso de fusión parcial que favorece la aparición de magmas con una densidad menor que la de su entorno y que adquieren por esta causa una tendencia a ascender e intruir la corteza superior, propiedad denominada flotabilidad del magma .
  • 30. 3.1. CONTEXTO TECTÓNICO Y DISTRIBUCIÓN DEL VULCANISMO ANDINO: DISTRIBUCIÓN DEL VULCANISMO EN LA CORDILLERA DE LOS ANDES Figura 31: esquema estructural de los Andes Centrales mostrando los procesos de subducción de la placa de litosfera oceánica por debajo de la placa de litosfera continental e hidratación del manto superior que desencadenan la génesis y ascenso de magmas que alimentan el vulcanismo de la cordillera. 30 La Zona Volcánica Central incluye en total 44 volcanes activos, 18 centros de emisión menores y al menos 6 centros que han emitido ignimbritas durante el Cuaternario (de Silva 1989; de Silva & Francis 1991). Zona Volcánica Austral (ZVA) si > 25º Placa Antártica 43º-47ºSº Zona Patagónica sin vulcanismo no 0º-10º Dorsal de Chile 41º-43ºSº Zona Volcánica del Sur (ZVS) si > 25º Placa de Nazca 30º-41ºSº Zona de subducción plana Pampeana no 0º-10º Placa de Nazca 28º-30ºSº Zona Volcánica Central (ZVC) si 30º Placa de Nazca 15º-28ºSº Zona de subducción del Norte del Perú no 0º-10º Placa de Nazca 01º-15ºSº Zona Volcánica Norte (ZVN) si > 25º Placa de Nazca 05º-01ºSº Zona de subducción plana de Bucaramanga no 0º-10º Placa de Nazca 11º-05ºN REGIÓN VULCANISMO ÁNGULO UND. SUBDUCENTE LATITUD
  • 31. 3.1. CONTEXTO TECTÓNICO Y DISTRIBUCIÓN DEL VULCANISMO ANDINO: 31 Figura 32: regionalización volcánica de la Cordillera de los Andes. Figura 33: ZVC
  • 32. 3.2.1. CONCEPTOS BÁSICOS (basado en Martí 2003): Un volcán es un punto de la superficie terrestre, en el fondo de los océanos o sobre los continentes, donde se producen emisiones de magma generado en el manto superior o en el sector inferior de la litosfera, que ha encontrado las condiciones propicias para intruir la corteza y salir al exterior, pudiendo incorporar durante su recorrido material cortical no magmático. 32 Los volcanes son la expresión morfológica superficial de un conjunto de fenómenos que se desencadenan durante la génesis, ascenso y erupción de magmas, pudiendo generar formas positivas o negativas, dependiendo de la naturaleza de las erupciones y los procesos tectónicos, gravitatorios y erosivos sin y posteruptivos. Los magmas son mezclas de roca fundida (fase líquida), con fragmentos de roca (fase sólida) y gases disueltos (fase gaseosa), que pueden aparecer en una proporción variable. La mayoría de los magmas están compuestos por minerales de la familia de los silicatos, que pueden aparecer aislados o enlazados con cationes no metálicos de hierro (Fe), magnesio (Mg), Calcio (Ca), Sodio (Na) o Potasio (K). El proceso de fusión parcial afecta a unos minerales si y a otros no, a unos primero y a otros después. Los magmas fundidos tienden a agruparse en un espacio denominado zona de fusión.
  • 33. 3.2.2. PROPIEDADES FÍSICAS O REOLOGÍA DEL MAGMA (basado en Martí 2003): La dinámica de los magmas está controlada por sus propiedades físicas o reología (figura 34). Magmas máficos - Generados a mayor profundidad, en el manto superior. - Denominados máficos por estar compuestos mayoritariamente por elementos pesados como hierro (Fe), magnesio (Mg) y calcio (Ca). - Más viscosos (mayor resistencia al flujo), y por lo tanto menor fluidez. 33 Magmas félsicos - Generados a menor profundidad, en el manto superior. - Denominados félsicos por estar compuestos mayoritariamente por elementos ligeros como sílice (Si), sodio (Na), aluminio (Al) y agua (H 2 0). - Menos viscosos (menor resistencia al flujo), y por lo mayor fluidez. Figura 34: propiedades físicas de los magmas máficos, intermedios y félsicos. Los magmas primarios experimentan en mayor o menor medida durante la intrusión procesos de diferenciación magmática, que controlan su evolución y determinan las propiedades físicas de los magmas secundarios que acceden al sector superficial de la corteza. Por el camino, en función de la estructura intruída, la reología de los magmas y la interrelación entre ambos factores:
    • Los magmas salen al exterior en una erupción volcánica.
    • Se almacenan en cámaras magmáticas, donde los magmas pueden seguir evolucionando durante miles de años y abastecer nuevas erupciones en el futuro.
    • Los magmas se enfrían y cristalizan conformando un plutón ígneo.
  • 34. 3.2.3. INTRUSIÓN MAGMÁTICA (basado en Martí 2003): En función de la respuesta de la roca caja a la intrusión, está puede producirse de diferente forma (figura 35): 34 Figura 36: consecuencia de la intrusión magmática en función de la relación de densidades del magma y la roca caja. Respuesta frágil (fracturación hidraúlica) -> Intrusión a favor de discontinuidades. Respuesta plástica (deformación) -> Ascenso diapírico. Figura 35: modalidades de intrusión magmática en función de la respuesta mecánica de la roca caja al ascenso de magma La relación de densidades del magma ascendente y la roca caja controla las consecuencias de la intrusión a corto, medio y largo plazo (figura 36). Figura 37: modelización de las intrusiones magmáticas y el vulcanismo en el NZVC.
  • 35. 3.2.4. DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA (basado en Martí 2003): 35 Los magmas máficos se forman en el sector superior del manto, siendo por ello fluidos, densos y pobres en gases. A causa de su naturaleza los magmas máficos suelen presentar una tendencia a intruir la corteza continental. Cuando la estructura es suficientemente favorable a la intrusión, los magmas máficos acceden a la superficie y se producen erupciones volcánicas poco explosivas, con emisión de lavas relativamente fluidas. Sin embargo, frecuentemente los magmas experimentan un ascenso mucho más lento, pasando por sucesivas fases a lo largo de las cuales pueden permanecer almacenados en reservorios y cámaras magmáticas, evolucionando durante miles o decenas de miles de años. Los magmas pueden permanecer en los reservorios y cámaras magmáticas durante prolongados periodos de tiempo, durante los cuales interactúan con la roca caja y nuevos volúmenes de magma que puedan acceder al almacén. En los reservorios y cámaras magmáticas los magmas experimentan profundas transformaciones químicas: Se empobrecen en los elementos que constituían el magma primario: Fe - hierro Mg - magnesio Ca - calcio Se enriquecen progresivamente en: Si - silicio Al - aluminio Na - sodio K - potasio H 2 O - agua Los mecanismos que producen las transformaciones en el magma se denominan procesos de diferenciación magmática (cristalización fraccionada, mezcla de magmas y asimilación de fragmentos de la roca caja). 35
  • 36. 3.2.4. DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA (basado en Martí 2003): 35 CRISTALIZACIÓN FRACCIONADA: Procesos que se producen como consecuencia del enfriamiento y pérdida de presión que experimenta el magma durante su ascenso y almacenamiento en cámaras magmáticas. A medida que varían las condiciones ambientales en el almacén, los elementos químicos del magma empiezan a formar núcleos cristalinos, constituyendo una fase sólida que se separa poco a poco de la fase líquida residual y genera agrupaciones cada vez más grande s magma. MEZCLA DE MAGMAS: Procesos que se producen como consecuencia de la mezcla de dos volúmenes de magma con procedencia, composición química y propiedades físicas distintas. Dependiendo del tiempo transcurrido y de las características originales de los magmas primarios, la mezcla se produce en primer lugar físicamente (mingling) y a continuación químicamente (mixing). El resultado es un magma secundario con características físico-químicas intermedias entre las características de los magmas secundarios. ASIMILACIÓN DE FRAGMENTOS DE LA ROCA CAJA: Procesos que pueden producirse mediante procesos de fusión parcial o por simple arrastre mecánico. Los fragmentos líticos asimilados se denominan xenolitos y pueden reconocerse en el campo inscritos en los depósitos volcánicos. … Un mismo magma primario puede experimentar diferentes procesos de diferenciación magmática, originando magmas secundarios cada vez más evolucionados. 36
  • 37. 3.2.5. ALMACENAMIENTO EN RESERVORIOS Y CÁMARAS MAGMÁTICAS (basado en Martí 2003): Los reservorios magmáticos son almacenes de magma situados a cualquier profundidad, entre la zona de fusión hasta muy cerca de la superficie. Las cámaras magmáticas son los reservorios que abastecen a los centros volcánicos. El tamaño de las cámaras magmáticas puede variar entre 1 y 10 Km 3 y su profundidad se sitúa típicamente por debajo de los 10 Km de profundidad (Martí 2003). 37 Figura 38: volcán Ubinas con emisiones fumarólicas, visto desde el campamento en altura de la ruta de ascenso al Misti (5.822 m.s.n.m.)
  • 38. 3.3. CAUSAS DE LAS ERUPCIONES VOLCÁNICAS (basado en Martí 2003): Cuando los valores de presión en la cámara superan los umbrales de: 38 - Presión litostática - Resistencia mecánica de la roca caja La causa principal de las erupciones volcánicas es la sobrepresión en la cámara magmática. El exceso de presión tiende a liberarse a través de mecanismos de compensación
    • - Deformando o fracturando la roca encajante.
    • Inyectando magma en las fracturas de la roca encajante.
    • Desgasificándose.
    Causas de la sobrepresión:
    • Desgasificación del magma almacenado.
    • Reabastecimiento del almacén con nuevos volúmenes de magma.
    • Desestabilización de la cámara a causa de movimientos estructurales.
    • Taponamiento del conducto por encajamiento de magmas viscosos o colapsos gravitacionales.
    Cuando los mecanismos de compensación no son suficientemente efectivos se desencadena la erupción volcánica.
  • 39. 3.3. CAUSAS DE LAS ERUPCIONES VOLCÁNICAS (basado en Martí 2003): 39 Figura 39: diferentes fases por las que pasa una cámara magmática durante una erupción volcánica.
  • 40. 3.3. CAUSAS DE LAS ERUPCIONES VOLCÁNICAS (basado en Martí 2003): 40 Figura 40: modelización de una erupción volcánica explosiva. En el gráfico adjunto (figura 40) se muestran los conceptos que permitirán más adelante comprender los diferentes tipos de erupciones volcánicas: La parte inferior de la cámara está ocupada por magma con gases disueltos. Nivel de exolución : en el volumen total de magma almacenado en la cámara, nivel por encima del cual empieza a producirse la nucleación de burbujas de gas. La parte superior de la cámara está ocupada por magma con burbujas de gas, que interactúan violentamente entre sí. El tamaño de las burbujas y la energía de su interactuación se incrementan en los conductos de salida. Nivel de fragmentación : en el volumen total de magma almacenado en la cámara, nivel por encima del cual el magma empieza a romperse y es expulsado al exterior como consecuencia de la presión acumulada en la cámara. La violencia de la erupción depende de la presión acumulada en la cámara en el momento de desencadernarse.
  • 41. 3.4. TIPOS DE ERUPCIONES VOLCÁNICAS (basado en Martí 2003): 41 La naturaleza del vulcanismo explosivo se estudia a través de la observación directa de erupciones actuales y mediante el análisis de los depósitos generados del pasado. Walter (1973) propuso un índice basado en la relación entre dos parámetros: Índice de Fragmentación : expresa la capacidad del proceso eruptivo para romper el magma y las paredes de la roca caja. Índice de Dispersión : expresa la capacidad de la erupción para esparcir sus productos en torno al centro emisor. La dispersión de los piroclastos puede alcanzar desde decenas o centenares de metros (p.e. conos de piroclastos de caída de las erupciones strombolianas) hasta muchos Km (p.e. erupciones plinianas, en función de la altura de la columna eruptiva y la dinámica de la atmósfera en el momento de producirse la emisión). Figura 41: índices de fragmentación y dispersión de algunos tipos de erupciones volcánicas, con indicación de la altura de la columna eruptiva y la participación o no de agua en el proceso.
  • 42. 3.4.1. ERUPCIONES DE TIPO STROMBOLIANO: 42 Figuras 42-50: modelización de una erupción stromboliana y casos del mismo tipo en la región de Arequipa.
  • 43. 3.4.2. ERUPCIONES DE TIPO VULCANIANO: (  Presión en la cámara magmática) 43 Figuras 51-53: modelización de una erupción vulcaniana y casos del mismo tipo en el Misti (arriba a la derecha) y el Nevado Coropuna (abajo a la derecha).
  • 44. 3.4.3. ERUPCIONES DE TIPO PELEANO: 44 Figuras 54-57: modelización de una erupción peleana y casos del mismo tipo en el fondo del valle del Colca (arriba a la derecha) y en la quebrada de San Lorenzo (al Norte del Misti).
  • 45. 3.4.4. ERUPCIONES DE TIPO PLINIANO: (  Presión en la cámara magmática) 45 Figuras 58-65: modelización de una erupción pliniana y casos del mismo tipo en el Misti, en la carretera Huambo-Pedregal y Mont St Helens (USA).
  • 46. 3.4.5. CALDERAS GIGANTES: 46 Figuras 66-72: modelo evolutivo de una caldera gigante y posibles casos en el Chachani y en la cuenca del Colca. Depósitos ignimbríticos en Arequipa.
  • 47. 3.5. DEPÓSITOS PIROCLÁSTICOS: 35 47 Figuras 73-74: clasificación genética de piroclastos y sus procesos genéticos, y secuencia de imágenes mostrando el colapso de una columna pliniana, que origina coladas piroclásticas.
  • 48. 3.6. LAHARES: Figura 76: canal lahárico en la quebrada de Cospunjo (SE del Nevado Coropuna) visto desde lejos. 48 Figura 75: canal lahárico de la quebrada de Cospunjo (SE del Nevado Coropuna) visto el centro del lecho - Desplazamiento tectónico de volúmenes de agua en estado líquido o sólido. - Condensación de flujos piroclásticos ricos en agua. - Precipitaciones abundantes. - Fusión nival. - Ablación glaciar (por causas tectónicas, volcánicas o climáticas). Concepto: avalanchas de lodo hipersaturado constituido por material volcánico removilizado por un aporte repentino de agua suficientemente elevado, que puede deberse a diferentes causas: Cumbre Coropuna Este (6.305 m.s.n.m.) ·
  • 49. 3.7. LAVAS Y EROSIÓN GLACIAR: 35 Figuras 77-81: temperaturas promedio de flujo de diferentes tipos de lava, brechificación de las lavas en los Andes Centrales (por contraste térmico) y glaciación de lavas brechificadas.
  • 50. 3.8. RECURSOS HÍDRICOS & RIESGO VOLCÁNICO: EL NEVADO COROPUNA 3.8. RECURSOS HÍDRICOS & RIESGO VOLCÁNICO : EL MISTI Y AREQUIPA 50 F 85 F 83 F 84 F 86
  • 51. REFERENCIAS 51 Angermann, D., Klotz, J. & Reigber, C., 1999. Space-geodetic estimation of the Nazca-South America Euler vector. Earth and Planetary Science Letters, 171: 329-334. Beck, S. et al., 1996. Crustal-thickness variations in the central Andes. Geology, 24: 407-410. Benavides-Cáceres, V., 1999. Orogenic evolution of the Peruvian Andes: The Andean Cycle. In: B.J. Skinner (Editor), Geology and Ore Deposits of the Central Andes (Special Publication nº 7), Littleton, Colorado (USA), pp. 61-107. Cas, R. & Wrigth, J., 1987. Volcanic Sucessions. Allen & Unwin, London (U.K.), 528 pp. Casey, G.V., 1990. The Eruption of Mount St. Helens. Graphics Films Corporation, Hollywood, California (USA). Clapperton, C., 1993. Quaternary Geology and Geomorphology of South America. Elsevier, Amsterdam (Holanda), 769 pp. de Silva, S.L., Davidson, J.P., Croudace, I.W. & Escobar, A., 1993. Volcanological and petrological evolution of volcan Tata Sabaya, S.W., Bolivia. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 55: 305-335 de Silva, S.L. & Francis, P.W., 1991. Volcanoes of the Central Andes. Springer Verlag, Berlín (Alemania). Engdahl, E.R., van der Hilst, R.D. & Berrocal, J., 1995. Imaging of subducted lithosphere beneath South America. Geophysical Research Letters, 22: 2317-2320. Francis, P.W. (Editor), 1983. Calderas Volcánicas Gigantes. Investigación y Ciencia. Edición española de Scientific American, Barcelona (España). Gutscher, M.A., 2002. Andean subduction styles and their effecton thermal structure and interplate coupling. Journal of South American Earth Sciences, 15: 3-10. Heezen, B.C. & Tharp, M., 1977. World Ocean Floor. United States Navy Office of Naval Research (USA). Isacks, B., 1988. Uplift of the Central Andes plateau and bending of the Bolivian Orocline. Journal of Geophysical Research, 93: 3211-3231.
  • 52. REFERENCIAS 52 Kühnen, F. & Furtwängler, P.H., 1906. Bestimmung der Absoluten Grösze der Schwerkraft zu Potsdam mit Reversionspendeln, IAG Conferences, Berlin (Deuchtland). Lamb, S. & Davis, P., 2003. Cenozoic climate change as a possible cause for the rise de Andes. Nature, 425: 792-797. Martí, J., 2003. Apuntes del Curso de Postgrado: "La física de los volcanes", Olot (España), pp. 123. Martí, J., Legros, F. & Colombo, F., 2000. Volcanismo explosivo. In: M. Astiz and A. García (Editors), Curso Internacional de Volcanología y Geofísica Volcánica · Edición 2000. Cabildo Insular de Lanzarote, Lanzarote (España). Norambuena, E. et al., 1998. Space geodetic observations of Nazca-South America convergence across the Central Andes. Science. 279 358-362. Ortiz, R., 2000. Introducción a la Física de las lavas. In: M. Astiz and A. García (Editors), Curso Internacional de Volcanología y Geofísica Volcánica · Edición 2000. Cabildo Insular de Lanzarote, Lanzarote (España). Ramos, V.A. & Alemán, A., 2000. Tectonic Evolution of the Andes Tectonic evolution of South America Cordani, U.G.; Milani, E.J.; Thomaz Filho, A.; Campos, D.A, Río de Janeiro (Brasil), pp. 635-685. Stern, R.C., 2004. Active Andean volcanism: its geologic and tectonic setting Revista Geológica de Chile, 31, No. 2: 161-206. Strahler, A.N. & Strahler, A.H., 1989. Geografía Física. Editorial Omega, Barcelona (España), 549 pp. Úbeda, J., Palacios, D. & Muñoz, J., 2007. El clima de la vertiente del Pacífico de los Andes Centrales y sus implicaciones Geomorfológicas. In: S.G.d. Lima (Editor), Ier Congreso Internacional de Geografía del Perú, Arequipa (Perú). Willumsen, G. & Koening, T., 1997. Volcanes, Montañas de Fuego. In: N.G. Televisión (Editor).
  • 53. (MUCHAS GRACIAS) DYUSULPAA 53

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