Tectónica y volcanismo en el Cinturón Volcánico Trans-Mexicano Luca Ferrari Centro de Geociencias e Instituto de Geología de la UNAM [email protected] 1. Introducción Con el término de Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM) o Faja Volcánica Transmexicana se acostumbra definir el arco volcánico que atraviesa el centro de México desde el Golfo de California hasta el Golfo de México, aproximadamente entre las latitudes 18°30’N y 21°30’N. En esta provincia geológica se concentra una parte importante de la población y de la actividad económica del país; adicionalmente su formación ha tenido un impacto importante en la evolución del clima y de la biodiversidad de México. En este trabajo se presenta de manera sintética el estado del arte sobre el conocimiento del CVTM integrando la evolución geológica y geoquímica del arco con los resultados de los experimentos geofísicos que se han llevado a cabo en los últimos años. La síntesis que aquí se presenta deriva de un trabajo mas extenso recientemente publicado por Ferrari et al. (2011) al que se remite el lector para las numerosas referencias a los trabajos originales que no tienen cabida en este texto. 2. El contexto regional y geodinámico El CVTM tiene aproximadamente 1,000 km de longitud y un ancho variable entre 80 y 230 km, y se distribuye con una dirección preferencial E-O en su parte central y oriental y ONO-ESE en su parte occidental (Fig. 1 y 2). En el contexto geodinámico, el CVTM se encuentra construido sobre la parte sur de la placa de Norteamérica, la cual es subducida por la parte occidental de la placa de Cocos y por la microplaca de Rivera (Fig. 1). Se encuentra además en proximidad del rift continental del Golfo de California, que ha sido invadido por el mar desde aproximadamente 12 Ma y donde se está formando corteza oceánica desde hace aproximadamente 3.6 Ma.

Figura 1. Marco geodinámico del CVTM (tomado de Bird, 2003) mostrando las placas, sus límites y su movimiento absoluto (flechas negras) en mm/año. AVCA = Arco Volcánico Centroamericano.

Comparado con otros arcos volcánicos como el de Centroamérica (AVCA, Fig. 1) el CVTM presenta varias peculiaridades: 1) su parte central y oriental no son paralelas a la Trinchera Mesoamericana; 2) sus principales estratovolcanes están alineados transversalmente (N-S) con respecto a la orientación del arco; 3) presenta una gran variabilidad geoquímica al tener no sólo productos típicos de ambientes de subducción sino también de tipo intraplaca; 4) las placas en subducción son relativamente jóvenes (10 Ma para Rivera y entre 11 y 23 Ma para Cocos), hechos que en otros casos dan lugar a un escaso volcanismo; 5) hay ausencia de sismicidad por debajo de la zona volcánica. Todo esto ha propiciado que, en el pasado, el origen de esta provincia volcánica haya sido objeto de debate y se hayan propuesto mecanismos distintos a la subducción para su origen, como el de una gran falla intraplaca, el salto hacia el este de la dorsal del Pacífico oriental, una pluma del manto, y un rifting continental activo. El basamento del CVTM es heterogéneo y consta de dos regiones con edad e historia geológica distinta (Fig. 2). Bajo la mitad oriental, al este de la longitud 101° W, se encuentran terrenos antiguos de edad Precámbrico (>542 Ma) y Paleozoico (entre 542 y 251 Ma). La parte occidental, está subyacida por el llamado superterreno Guerrero, un conjunto de arcos volcánicos marinos y depósitos sedimentario del Triásico-Cretácico (251 a 65 Ma). En la parte occidental, además, el volcanismo asociado a subducción ha estado activo de manera casi ininterrumpida desde el Cretácico inferior (135 Ma), mientras que en la parte oriental no hubo volcanismo entre el Jurásico y el Mioceno medio (~165 y 15 Ma).

Figura 2. Imagen de satélite mostrando el CVTM (línea en rojo) y los terrenos que conforman su basamento. GMP = Plataforma Guerrero-Morelos. Tomado de Ferrari et al. (2011).

3. Geofísica Entre 2006 y 2010, gracias a la colaboración entre la UNAM, la Universidad de Texas y CALTECH, se realizaron los experimentos sísmicos Mapping the Rivera Subduction Zone (MARS), Middle America Subduction Experiment (MASE) y Veracruz-Oaxaca sismic line (VEOX). Los resultados de estas redes temporales han permitido definir con buena precisión tanto la geometría de las placas de Cocos y Rivera en subducción como el espesor

de la corteza de la placa superior. Por otro lado, por medio de estudios magnetotelúricos y de atenuación sísmica se han podido detectar anomalías de conductividad y de alta atenuación, respectivamente, indicativas de la presencia de fluidos liberados por la placa en subducción y de fusión parcial en el manto superior y en la corteza por debajo del CVTM. También se han presentados modelos numéricos de la estructura térmica de la placa subducida que, combinados con datos de petrología metamórfica, han podido cuantificar la cantidad de fluidos liberados por deshidratación en el proceso de subducción. Espesor de la corteza en la placa continental. La Figura 2 muestra la variación en el espesor cortical de la placa de Norteamérica por debajo del CVTM obtenida combinando los resultados de los experimentos MARS y MASE con la interpretación de las anomalías gravimétricas. Se puede observar un cambio de primer orden en correspondencia con el meridiano 101° W. La región oriental del CVTM, al este de esta longitud, tiene el mayor espesor, con máximos que alcanzan los 50 km. En cambio en la región occidental del CVTM el espesor promedio es de 40 km o menos. El cambio de espesor se da en correspondencia con una franja de dirección casi N-S que coincide burdamente con el límite del superterreno Guerrero con los terrenos precámbricos y paleozoicos. Este importante límite cortical a su vez ha sido reactivado en el Cenozoico, dando como resultado el sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende (ver sección sobre tectónica).

Figura 3. Espesor de la corteza por debajo del CVTM de acuerdo con los experimentos MARS, MASE y VEOX y el estudio gravimétrico regionales (ver Ferrari et al., 2011 para referencias).

Geometría de la placa en subducción. Los resultados de los experimentos MARS muestran que la placa de Rivera y la parte más occidental de la placa de Cocos tienen una inclinación de aproximadamente 70°. Sin embargo, el resultado más interesante es la presencia de una rasgadura entre las placas de Rivera y Cocos, al NNO del volcán Colima, a partir de los 150 km de profundidad (Fig. 4), la cual es el resultado de una ligera divergencia entre ellas. Otro hallazgo importante del experimento ha sido la visualización de la terminación de la placa de Rivera aproximadamente a 350 km de profundidad (Fig. 4) lo que indica esta esté ausente debajo de la mitad trasera del CVTM occidental. Hacia el oriente, la inclinación inicial de la placa de Cocos se vuelve menos pronunciada. A lo largo del perfil MASE la placa tiene una inclinación de 15° hasta 80 km desde la costa, y más al norte se vuelve

completamente horizontal una vez alcanzada una profundidad poco superior a los 50 km (Fig. 4). El tramo horizontal continúa por 200 km hasta el frente volcánico del CVTM. En otras regiones del mundo, como por ejemplo en los Andes, la subducción horizontal de una placa flotante provoca un acoplamiento entre las dos placas que a su vez genera estructuras compresivas. Sin embargo, esto no ocurre en el sur de México. Esta aparente contradicción ha sido explicada por estudios sismológicos detallados que muestran que las dos placas no están en contacto directo sino que existe una capa delgada de unos 3-5 km, con ultra baja velocidad sísmica, que se caracteriza además por la presencia de minerales hidratados en facies de esquistos azules y alta presión de fluidos, permitiendo un acoplamiento muy débil entre la placa oceánica y la continental. La ocurrencia de “sismos lentos” detectados por sistemas geodésicos en esta zona confirma esta suposición. La tomografía sísmica a lo largo del perfil MASE indica que la placa de Cocos quiebra repentinamente por debajo del CVTM alcanzando una inclinación de 70° (Fig. 4). También se pudo detectar que el slab está truncado a una profundidad de aproximadamente 450 km, confirmando la hipótesis de la ruptura del slab, propuesta anteriormente en base a evidencias geológicas, que habría ocurrido a finales del Mioceno. La zona de subducción horizontal se vuelve progresivamente más corta hacia el oriente hasta terminar a la altura de Istmo de Tehuantepec. En esta región el perfil VEOX muestra a la placa de Cocos subduciendo con una inclinación casi uniforme con un ángulo de 26° entre 140 y 310 km de la trinchera.

Figura 4. Profundidad de las placas de Rivera y Cocos en subducción bajo México de acuerdo con los experimentos MARS, MASE y VEOX. La línea punteada roja representa el borde truncado de las placas. Co =Volcán Colima; Po=Popocatepetl; El área en naranja representa al CVTM. Tomado de Ferrari et al. (2011).

Fluidos y fundidos en el manto superior y la corteza. El método magnetotelúrico (MT) ha sido empleado a lo largo de un perfil con localización casi idéntica a la del experimento MASE. Los resultados del estudio muestran una serie de anomalías negativas de resistividad que, una vez comparadas con las condiciones de Presión y Temperatura de las reacciones metamórficas en rocas gabroico-basálticas, permiten identificar las principales zonas de deshidratación de la placa en subducción. Bajo el CVTM, en correspondencia con la zona donde la placa se hunde en el manto con una alta inclinación, se encuentra una serie de anomalías muy pronunciadas ubicadas casi exclusivamente en la corteza inferior de la placa continental. Estas anomalías en la corteza solo pueden explicarse por la presencia de

pequeñas cantidades de material fundido en la corteza inferior y media, interpretación confirmada también por estudios de atenuación sísmicas del perfil MASE. Desde un punto de vista geológico, estas anomalías se pueden interpretar como una zona donde se da el arribo al la base de la corteza de cantidades considerables de basaltos ricos en agua que se intrusionan a diferentes niveles en la corteza inferior provocando fusión parcial de la misma. Estructura térmica y deshidratación en la zona de subducción. Una vez establecido el espesor de la placa continental y la geometría a profundidad de la placa subducida es posible definir la estructura térmica de la zona de subducción por medio de modelos numéricos en supercomputadora. La última generación de modelos térmicos instantáneos en 2D, basados en los resultados de los experimentos MARS y MASE, ha reproducido temperaturas suficientes para obtener fusión parcial del manto en correspondencia del frente volcánico del CTVM tanto en la zona de subducción de Rivera (Volcán Colima) como de Coco (Volcán Popocatepetl). Los perfiles P-T obtenidos fueron utilizados a su vez para calcular la cantidad de agua liberada en cada segmento de la placa subducida, en función de los equilibrio de fases mineralógicas y del contenido de agua para la rocas que la forman (metabasaltos, sedimentos y manto serpentinizado) (Fig. 5).

Figura 5. A) Modelo instantáneo en 2D de la estructura térmica a lo largo del perfil MARS (A, placa de Rivera; C, placa de Cocos) para una temperatura potencial del manto de 1350 °C, y correspondiente perfil de deshidratación de la placa en subducción (D y F). Tomado de Ferrari et al. (2011).

En el caso de la placa de Rivera el modelo indica que el frente volcánico está subyacido por una zona de T máxima de 1,220 °C a ~67 km de profundidad. Debido a que la placa es

joven, solo una cantidad limitada de agua es liberada por cerca de 80 km al NE del frente volcánico (Fig. 5A y D). En el caso de la placa de Cocos el perfil a la longitud de la Ciudad de México muestra que por debajo del frente volcánico se alcanza una T máxima de 1,090 °C a ~57 km de profundidad. En este caso la mayor parte de los fluidos son liberados en la última parte del segmento de subducción plana. Mas fluidos son liberados hasta ~150 km de profundidad pero, debido a la fuerte inclinación de la placa, estos se traduce en superficie en una zona de solo 40 km al N del frente volcánico (Fig. 5C y F). La hidratación del manto sub-cortical produce una disminución de la T de fusión de las rocas del manto, lo que produce el magma que alimenta el arco volcánico. La presencia de volcanismo a distancia de hasta 200 km del frente volcánico se explica entonces por la convección de manto fundido y fluidos inducida por el movimiento de la placa en subducción. Tanto en el caso de Rivera como en el de Cocos la T de la placa en subducción rebasa los 650 °C por debajo del CVTM. Esto explica la ausencia de sismicidad ya que por encima de esta T las rocas no pueden acumular esfuerzos elásticos suficientes para provocar eventos sísmicos. 4. Evolución espacio-temporal del magmatismo Los abundantes fechamientos isotópicos obtenidos en las últimas décadas indican que el CVTM empieza su actividad al final del Mioceno temprano (~19 Ma) en la parte central de México. La posición del volcanismo va migrando en el tiempo como se puede observar en la Figura 6, donde la distribución de las rocas magmáticas fechadas se ha graficado contra la distancia de la trinchera actual y contra la distancia con respecto al frente volcánico actual. En la región occidental del CVTM el arco empieza sólo al final del Mioceno medio y el frente volcánico va migrando paulatinamente hacia el sur, hasta alcanzar en el Pleistoceno una distancia de 150 km de la trinchera. Al oriente de 101° W el arco empieza al final del Mioceno temprano y el frente volcánico va migrando hacia el norte hasta los ~10 Ma donde llega a su punto más lejano de la trinchera (330 km). Posteriormente se invierte la tendencia y va migrando hacia el sur con una velocidad promedio similar a la observada en la región occidental, para alcanzar una distancia de ~230 km de la trinchera en el Pleistoceno. En general la migración hacia el sur del límite trasero del arco es menos pronunciada que la del frente volcánico, lo que resulta en un ensanchamiento del arco, que llega a tener un ancho de 150 km en la parte occidental y de casi 200 km en la parte oriental. El patrón de migración hacia la trinchera desde el Mioceno tardío es consistente a lo largo de todo el CVTM por lo que debe de obedecer a mecanismos geodinámicos generales que inducen variaciones de la geometría de las placas en subducción.

Figure 6. Distribución de edades de las rocas del CVTM contra (A) la distancia a la trinchera actual y (B) la distancia al frente volcánico actual. La región occidental y oriental son separadas a la longitud 101°W. Tomado de Ferrari et al. (2011).

Tomando en cuenta la distribución espacial del volcanismo y su composición, la historia geológica del CVTM se puede dividir en cuatro episodios principales, los cuales se muestran en la Figura 7: 1) la instauración de un arco de composición intermedia en el Mioceno temprano a tardío al este de 101° W; 2) un episodio máfico del Mioceno tardío que va migrando de oeste a este y se ubica al norte del arco anterior; 3) un episodio silícico de finales de Mioceno que llega a ser bimodal en el Plioceno temprano y marca el regreso del volcanismo hacia el sur; 4) la re-instauración de un arco con gran variabilidad composicional a partir del Plioceno tardío (Fig. 7).

Figure 7. Distribución del volcanismo del CVTM y composición de los productos durante los cuatro episodios que se han reconocidos en su evolución. Tomado de Ferrari et al. (2011).

1) El CVTM ancestral. Entre el Mioceno temprano y el Mioceno tardío, la actividad del CVTM ancestral se extiende desde la longitud 101° W hasta las costas del Golfo de México (Fig. 7A). Las rocas volcánicas emplazadas en este periodo tienen una composición dominante de andesita a dacita (Fig. 7E), en contraste con las rocas silícicas del arco anterior de la Sierra Madre Occidental. El volcanismo empieza a la latitud del frente volcánico actual para progresivamente alejase de la trinchera, tanto hacia el norte como hacia el extremo oriental del arco, donde alcanza las costas del Golfo de México. La migración no fue paulatina, sino que a partir de ~16.5 Ma el arco volcánico se ensanchó considerablemente (de ~100 a ~200 km). La migración al norte y el ensanchamiento del arco sugieren una progresiva disminución de la inclinación de la placa de Cocos durante este periodo. Esto es suportado también por la ocurrencia, en la parte norte, de rocas adakiticas, cuya composición sugiere la fusión de la placa subducida. La fusión de la placa

es posible cuando la subducción se torna sub-horizontal y la placa incrementa su temperatura manteniendo constante la presión. 2) Pulso máfico con migración de Oste al Este. El vulcanismo de composición intermedia que se desarrolló durante el Mioceno medio se ve interrumpido a partir de los 11.5 Ma por un extenso episodio de vulcanismo máfico que esta vez se emplaza a lo largo de todo México central, desde Nayarit hasta Veracruz, inmediatamente al norte del arco precedente (Fig. 7B y F). Este episodio está conformado por mesetas basálticas, emplazadas a través de fisuras, y en menor medida por volcanes escudo y pequeños conos de lava. Las edades de este volcanismo se vuelven progresivamente más jóvenes de oeste a este pasando de ~11.510 Ma en la costa de Nayarit y al noroeste de Tepic hasta llegar a 7.5-6.5 Ma en la costa de Veracruz. Este pulso volcánico ha sido interpretado como la manifestación superficial de la propagación hacia el E del desgarre de la placa de Cocos subducida, un proceso que empieza a ~13 Ma en el Golfo de California al cesar la subducción de la microplaca Magdalena afuera de Baja California Sur. La infiltración de astenosféra mas caliente en la zona hidratada de la cuña del manto habría provocado un incremento temporal de la fusión parcial que se propaga de W a E a medida que la parte inferior de la placa de desprende. 3) Vulcanismo silícico y bimodal del final Plioceno temprano. Posteriormente el volcanismo del CVTM se vuelve de composición mas silícica y se distribuye en una franja al sur de las rocas del episodio máfico anterior (Fig. 7C y G). En la parte occidental se emplazan principalmente complejos de domos riolíticos mientras que en la parte oriental dominan las ignimbritas asociadas a grandes calderas de explosión. El volcanismo temprano es exclusivamente silícico pero a partir del final del Mioceno se emplazan también lavas máficas, que sobretodo en la parte occidental tienen firma intraplaca. Los productos de composición intermedia asociados a las calderas del Plioceno temprano de la parte oriental evidencian procesos de mezcla entre magmas silicos y máficos. En esta parte del CVTM son abundantes las riolitas hiperaluminosas con composición isotópica que indica contribuciones corticales significativas. En general el volcanismo silícico migra hacia el sur (>200 km en el este, ~100 km en el oeste), lo que sugiere un aumento del ángulo de subducción y retroceso de la placa (slab rollback). En este contexto, el volcanismo silícico a bimodal se puede asociar a la fusión parcial de corteza inferior que ha sido progresivamente expuesta al manto astenosférico como consecuencia de la ruptura y retroceso de la placa inferior. La composición de los magmas riolíticos estaría influenciada por la naturaleza y espesor de la corteza. En la parte occidental, la corteza delgada y más joven, y una mayor tasa de extensión, impidió la formación de cámaras magmáticas grandes y calderas, e impartió a las riolitas una señal isotópica menos radiogénica, mientras que en el este, la corteza gruesa del Precámbrico y Paleozoico y la menor tasa de extensión favorecieron la formación de cámaras magmáticas, mezcla de magmas y una composición isotópica más radiogénica. 4) El CVTM moderno. Desde el Plioceno tardío, el vulcanismo silícico y bimodal se ve reemplazado por un arco volcánico con productos que cubren todo el rango composicional de basaltos a riolita (Fig. 7D y H). En la porción occidental se siguen emplazando lavas con características intraplaca espacialmente contiguas a productos más típico de subducción. El frente volcánico está dominado por campos de volcanes monogenéticos, mientras que en la parte trasera del arco se construyen los estratovolcanes Tequila, Ceboruco, Tepetiltic,

Sangangüey, Las Navajas y San Juan, alineados a lo largo de fallas regionales de orientación WNW-ESE. El complejo volcánico de Colima representa con creces el mayor volumen de material volcánico emplazado en el CVTM. Su gran dimensión y su posición mucho más al sur del resto de los demás estratovolcanes se explica tomando en cuenta que se ubica por encima de la zona de desgarre entre placa de Rivera y la placa de Cocos (Fig. 4). Hacia la porción central del CVTM, se forma el campo volcánico MichoacánGuanajuato que incluye más de 1,000 conos monogenéticos y más de 400 centros poligenéticos formados a partir de ~2.8 Ma y que continúa activo hasta la actualidad como lo atestiguan las erupciones históricas de los volcanes Jorullo y Parícutin. Mas al oriente se encuentran las caldera de Los Azufres y de Zitácuaro. En la parte oriental del CVTM los productos máficos se concentran en los campos volcánicos de la Sierra Chichinautzin y Apan-Tezontepec, mientras que los productos más evolucionados se encuentran en las caderas de Tulancingo-Acoculco, Los Humeros, y los domos de la región Libres-Oriental, Pue. Al oriente del Valle de México se desarrolla la cadena volcánica con orientación N-S constituida por el Cerro Tláloc, el complejo Iztaccíhuatl y el volcán Popocatépetl, con edades que se vuelven progresivamente más jóvenes hacia el sur. Más al oriente se encuentra el volcán La Malinche y el alineamiento N-S del Pico de Orizaba – Cofre de Perote, todos con edades menores a 1 Ma. Desde un punto de vista general, se puede observar una disminución progresiva de la contribución de fluidos de subducción al alejarse del frente volcánico, como lo indican los valores decrecientes de la relación Ba/Nb. Considerando que el frente volcánico coincide con el vértice de la cuña del manto y que la placa tiene una fuerte inclinación por debajo del CVTM, esto sugiere que la fusión del manto por adición de fluidos de la placa subducida se vuelve progresivamente menos importante al alejarse del frente. En la región trasera del arco el volcanismo está más relacionado a fusión por descompresión del manto y a la fusión de la corteza. Tectónica Los trabajos geológicos estructurales de las últimas dos décadas indican que el CVTM cubre diferentes estructuras antiguas que han sido parcialmente reactivadas en diferentes momentos de su historia. En particular, desde el final del Eoceno el estilo de la deformación al norte y al sur del CVTM ha sido distinto, lo que implica la existencia de una zona de deformación transtensiva distribuida en la franja actualmente ocupada por el CVTM. A diferencia de otras provincias magmáticas de supra-subducción caracterizadas por una deformación extensional tras-arco, la deformación neógena en México se concentra al interior del CVTM, por lo que ha sido definida como “intra-arco”. En su mayoría se trata de sistemas de fallas extensionales que provocan fosas tectónicas rellenadas por productos volcánicos (Fig. 8). La geometría, cinemática y edad de los principales sistemas de fallas dibujan un panorama complejo que sugiere que diferentes causas concurren en controlar su deformación. Algunos autores han sugerido que el CVTM representa un rift continental activo, hipótesis que se basa esencialmente en la presencia de lavas sin la típica firma geoquímica de subducción y que en algunos casos se asemejan a las emplazadas en zonas de rift continental. Sin embargo la tasa de extensión en el CVTM durante el PleistocenoHoloceno es mucho menor de las de rifts continentales típicos y la cantidad de extensión acumulada es pequeña, inferior al 10%. La extensión podría en cambio explicarse como colapso gravitacional del relieve topográfico que se ha formado en los últimos 15 Ma, pero también por un levantamiento inducido por el emplazamiento de manto de baja densidad

por debajo de la Moho continental. Por otro lado, la migración del frente volcánico hacia la trinchera que se observa en todo el CVTM indicaría que la placa subducida está retrocediendo, lo que puede inducir una extensión en la placa superior, particularmente en la parte central y occidental donde no hay subducción plana. Estos fenómenos podrían explicar también la aparente migración del fallamiento de norte a sur. El rompimiento de la placa en subducción y el retroceso de la placa remanente desde finales del Mioceno puede explicar también la presencia de volcanismo con firma intraplaca, que sería el resultado de la infiltración de manto astenosferico que no ha sido contaminado por la subducción.

Figura 8. Principales sistemas de fallas Mioceno-Holoceno del CVTM y distribución volcanes poligenéticos (triángulos blancos: 200 km3). Tomado de Mazzarini et al. (2010).

Agradecimientos Se agradece a la Dra. Ma. Teresa Orozco Esquivel por su colaboración en la compilación e interpretación de la base de datos MEXDB y la síntesis de la evolución del CVTM. A los Dres. Vlad y Marina Manea por la elaboración de los modelos numéricos de la Fig. 5. Referencias Bird, P., 2003. An updated digital model of plate boundaries, Geochem. Geophys. Geosyst., 4(3), 1027, doi:10.1029/2001GC000252 Ferrari, L., Orozco-Esquivel, M.T., Manea, V., Manea, M., 2011. The dynamic history of the TransMexican Volcanic Belt and the Mexico subduction zone. Tectonophysics, Invited review paper, doi:10.1016/j.tecto.2011.09.018, in press. Mazzarini F, Ferrari L., Isola I., 2010. Self-similar clustering of cinder cones and crust thickness in the Michoacan- Guanajuato and Sierra de Chichinautzin volcanic fields, Trans-Mexican Volcanic Belt, Tectonophysics, v. 486, p. 55-64.