Вулканический пояс Транс-мексиканский ( испанский : Eje Volcánico Поперечная ), также известный как Transvolcanic пояса и в местном масштабе как Сьерра - Невада ( Снежный горный хребет ), [4] является активным вулканический пояс , который охватывает центрально-южной части Мексики . На некоторых из его самых высоких вершин круглый год лежит снег, и в ясную погоду они видны большому проценту тех, кто живет на многих высоких плато, с которых поднимаются эти вулканы.
Трансмексиканский вулканический пояс Стратиграфический диапазон : от неогена до четвертичного периода | |
---|---|
Тип | Вулканическая дуга [1] |
Перекрывает | Западная Сьерра-Мадре [1] [2] |
Область | 160 000 километров (99 000 миль) 2 [1] |
Толщина | К востоку от 101 ° з.д. 50-55 км [1] к западу от 101 ° з.д. 35-40 км [1] |
Место расположения | |
Координаты | 19 ° 02'N 97 ° 16'W / 19,03 ° с. Ш., 97,27 ° з . |
Область, край | Центральная Мексика |
Страна | Мексика |
Степень | 1000 километров (620 миль) [3] |
История
Транс-мексиканский вулканический пояс простирается через центральную и южную часть Мексики от Тихого океана до Мексиканского залива между 18 ° 30 'и 21 ° 30' северной широты, опираясь на южный край Северо-Американской плиты . [1] [5] Эта структура длиной около 1000 км и шириной 90–230 км представляет собой активную континентальную вулканическую дугу с востока на запад ; занимая площадь около 160 000 км 2 . [1] В течение нескольких миллионов лет, субдукции из Ривера и Кокосовые пластин под Североамериканской плиты вдоль северной части Средней Америки желобе сформировал Транс-мексиканский вулканический пояс. [6] [7] Транс-Мексиканский вулканический пояс - это уникальный вулканический пояс; она не параллельна Среднеамериканскому желобу, и многие из основных стратовулканов расположены под углом к общему положению дуги. Помимо физико-географических сложностей, состав вулканических пород различается - доминирующие продукты, связанные с субдукцией, контрастируют с внутриплитными геохимическими признаками. [1] [3] Многие интригующие аспекты пояса породили несколько гипотез, основанных на типичном сценарии субдукции; Внутриплитные негерметичные трансформные разломы , мантийные плюмы , континентальный рифтогенез и скачок Тихоокеанского поднятия на восток. [1] [6] Эти особенности частично связаны с реактивацией ранних систем разломов во время эволюции Транс-Мексиканского вулканического пояса. Геометрия, кинематика и возраст основной системы хрупких разломов определяют сложный набор множества факторов, влияющих на деформацию ленты. [1] [2] [8] Он демонстрирует множество вулканических особенностей, не ограничиваясь большими стратовулканами, включая моногенные вулканические конусы, щитовые вулканы , комплексы лавовых куполов и крупные кальдеры . [3]
Геологическая основа
До образования Транс-Мексиканского вулканического пояса, более старого, но связанного с ним вулканического пояса, эту территорию занимала Западная Сьерра-Мадре . Возобновившись в эоцене , пост- ларамидной деформации, связанный с субдукцией вулканизм сформировал кремнистую вулканическую дугу Сьерра-Мадре-Запад в зоне палео-субдукции у побережья Нижней Калифорнии , прежде чем полуостров был расколот . [5] [9] [10] С позднего эоцена до среднего миоцена вращение вулканической дуги против часовой стрелки превратило некогда активную Западную Сьерра-Мадре в действующий Транс-мексиканский вулканический пояс. [5] [9] К среднему миоцену переход от кремнистого к более мафическому составу был завершен, и его можно считать началом Транс-Мексиканского вулканического пояса. [5] В связи с ортогональной ориентацией вулканического пояса Транс-мексиканского по отношению к тенденции мексиканских тектонических провинций, его Пред- меловой фундамент очень неоднороден. [1] Транс-мексиканский вулканический пояс к востоку от 101 ° з. Д. Покоится на докембрийских террейнах, собранных в микроконтинент Оахакия и палеозойский террейн Mixteco . К западу от 101 ° з.д. Транс-мексиканский вулканический пояс расположен на вершине сложного террейна Герро , который состоит из морских краевых дуг от юрского до мелового периода, которые построены на силикластических турбидитах триаса- ранней юры . Комплекс этих пород фундамента дает толщину 50–55 км к востоку от 101 ° з.д. и 35–40 км к западу от 101 ° з.д. [1] [8]
Пластина эволюция
Субдуцирующие плиты образовались в результате распада плиты Фараллон примерно 23 млн лет назад, в результате чего на экваториальных широтах образовались две плиты: плита Кокос и южная плита Наска . Плита Ривера была последним фрагментом, отделившимся от плиты Кокос, став микропланшетом примерно через 10 млн лет. [1] Эта небольшая плита ограничена зоной разлома Ривера, Восточно-Тихоокеанским поднятием , зоной разлома Тамайо и Среднеамериканским желобом. Большая Кокосовая плита граничит с Североамериканской плитой (NAM) и Карибской плитой на северо-востоке, Тихоокеанской плитой на западе и на юге плитой Наска. [1] Кокосовые острова и Ривера - это относительно молодые океанические плиты (25 и 10 млн лет), которые погружаются вдоль Среднеамериканского желоба с разной скоростью конвергенции (Ривера = ~ 30 мм / год и Кокос = ~ 50–90 мм / год) . [3] [11] Обычно встречающиеся породы, связанные с субдукцией, такие как известково-щелочные породы, объемно занимают большую часть Транс-Мексиканского вулканического пояса, но меньшие объемы внутриплитных лав, богатых калием пород и адакитов связаны с этим районом. [3] среднего миоцена adakitic (более фельзические) породы находятся дальше от траншеи и вдоль вулканического фронта центральной Транс-мексиканского вулканического пояса в течение плиоцена - четвертичного . Было высказано предположение, что плавление плиты внесло свой вклад в адакитовый отпечаток на Транс-мексиканском вулканическом поясе, вызванный длительной плоской субдукцией плиты Кокос. [3]
Пояс эволюция
Формирование
- 1) С начала и до середины миоцена ~ 20-8 млн лет назад первоначальная вулканическая дуга Транс-Мексиканского вулканического пояса состояла из промежуточного эффузивного вулканизма, образовавшего андезитовые и дацитовые полигенетические вулканы, простирающиеся от западного Мичоакана (102 ° з.д.) до района Пальма-Сола. (98 ° 30 'долготы). Геометрия границы плиты и субгоризонтальная субдуцирующая термическая структура плиты являются определяющими факторами для начального дугового вулканизма. [9] Магматизм мигрировал из желоба, двигаясь на северо-восток к Мексиканскому заливу, придавая дуге характерную ориентацию в восточно-западном направлении, внутренний толчок дуги показал все более сухое плавление, и в конечном итоге началось плавление плиты - предполагая сглаживание субдуцированной поверхности. плита. [1] [5] Самые старые породы этого возраста могут быть обнажены недалеко от современного вулканического фронта в Центральной Мексике. [14]
- 2) Поздний миоцен ~ 11 млн лет назад распространяющийся на восток импульс основного вулканизма охватил всю Центральную Мексику к северу от ранее сформированной дуги, закончившийся ~ 3 млн лет. Наступление мафических лав указывает на латеральное распространение разрыва плиты, вызванное окончанием субдукции под Нижней Калифорнией, что позволяет притоку астеносферы в мантийный клин . [12] Этот вулканизм создал базальтовые плато через трещины или, реже, небольшие щитовые вулканы и конусы лавы с уменьшающимся объемом лавы к востоку. [1] [13]
- 3) К западу от 103 ° з.д. силикатный вулканизм между 7,5 и 3,0 млн лет стал бимодальным (основным и кремнистым) в раннем плиоцене, создав большие купольные комплексы и игнимбриты , и положил начало траншейной миграции вулканизма. К востоку от 101 ° з.д. комплексы куполов, лавовые потоки и большие кальдеры, которые образовали значительное количество игнимбритов (> 50 км 3 ) от дацитового до риолитового состава, могут быть обнаружены между 7,5 и 6 млн лет назад. На протяжении всей истории Транс-Мексиканского вулканического пояса между этими регионами отсутствовал кремнистый вулканизм. Начиная с позднего миоцена, кислый вулканизм мигрировал в желоб более чем на 200 км в восточном секторе (к востоку от 101 ° з.д.) и на 100 км в западном секторе (к западу от 103 ° з.д.). [1] [5] [13] [14]
- 4) Начиная с позднего плиоцена, стиль и состав вулканизма в Транс-мексиканском вулканическом поясе стали более разнообразными. В некоторых областях преобладающие по объему известково-щелочные породы связаны с небольшими объемами внутриплитных лав или других богатых калием пород, сопровождаемых четвертичными риолитовыми перщелочными породами . Эта современная дуга состоит из фронтального пояса, в котором преобладают плавление флюса и слэбов, и заднего пояса, характеризующегося дифференцированными породами, указанными ранее. [1] [3] Стратовулканы, отсутствовавшие с ~ 9 млн лет назад, начали образовываться в последние 1 млн лет на ~ 100 км позади вулканического фронта в западном секторе, ориентированном на запад-северо-запад и восток-юго-восток. В восточном секторе все стратовулканы находятся в пределах вулканического фронта. Единственным исключением из местоположения этих стратовулканов является вулканический комплекс Колима , который расположен к югу от южной оконечности разрыва плиты Кокос и Ривера и является крупнейшим вулканическим сооружением в Транс-Мексиканском вулканическом поясе. [1] Помимо стратовулканов, для этого эпизода также характерны моногенные вулканические поля, наиболее заметным из которых является вулканическое поле Мичоакан-Гуанахуато .
Причина субдукции плоской плиты
Субдукцию плоской плиты обычно можно объяснить субдукцией океанического плато и быстрым перекрытием плиты. Плоская субдукция Центральной Мексики не очевидна. Плоская плита Транс-мексиканского вулканического пояса ограничена между ~ 101 ° и 96 ° з.д. этот регион можно объяснить более толстой континентальной корой . Существование толстой прочной коры в сочетании с уменьшением поступления флюида способствовало сужению астеносферного клина, увеличению вязкости и сил всасывания, что привело к плоской субдукции, препятствующей проникновению океанической плиты в мантию. [1] [11]
География
Область, край
С запада Трансмексиканский вулканический пояс проходит от Колимы и Халиско на восток через северный Мичоакан , южный Гуанахуато , южный Керетаро , штат Мексика , южный Идальго , Федеральный округ , северный Морелос , Пуэбла и Тласкала до центрального Веракруса .
Мексиканское нагорье лежит к северу, ограниченной Сьерра - Мадре Оксидентал на западе и Сьерра - Мадре на востоке. Cofre де Пероте и Орисаба вулканы, Пуэбла и Веракрус, отмечают встречу вулканический пояс Транс-мексиканском с Сьерра - Мадре. На юге бассейн реки Бальзас находится между Транс-Мексиканским вулканическим поясом и Сьерра-Мадре-дель-Сур . Эта область также является отдельной физико-географической провинцией более крупного физико-географического подразделения системы Сьерра-Мадре. [4]
Сьерра - де-Ajusco Chichinauhtzin также является частью пояса. [15]
Пики
Самая высокая точка, также самая высокая точка в Мексике, - Пико-де-Орисаба (5636 метров (18 491 фут)), также известная как Читлалтепетль, расположенная в 19 ° 01'N 97 ° 16'W / 19,017 ° с.ш.97,267 ° з. / 19.017; -97,267. Этот и несколько других высоких пиков являются действующими или бездействующими вулканами .
Другие известные вулканы в этом диапазоне включают (с запада на восток) Невадо-де-Колима (4339 метров (14236 футов)), Парикутин (2774 метра (9101 фут)), Невадо-де-Толука (4577 метров (15016 футов)), Попокатепетль (5452 метра). метров (17 887 футов)), Истакчиуатль (5286 метров (17 343 футов)), Матлалькуейтль (4461 метр (14 636 футов)), Cofre de Perote (4282 метра (14049 футов)) и Сьерра-Негра , спутник Пико-де-Орисаба (4580 футов). метров (15 030 футов)). [4]
Экология
Горы являются домом для сосновой дубрав Транс-мексиканский вулканический пояс , один из Месоамериканской сосны дубрав суб- экорегионах .
В Трансмексиканском вулканическом поясе обитает множество эндемичных видов, в том числе трансвулканическая сойка ( Aphelocoma ultramarina ). [4]
Смотрите также
- Список вулканов в Мексике
- Список сейсмических нарушений в Мексике
- Легенда о Попокатепетле и Истакциуатле
Рекомендации
- ^ Б с д е е г ч я J к л м п о р а Q R сек т Ferrari, Лука; Эскивель, Тереза; Манея, Влад; Манея, Марина (2012). «Динамическая история Транс-Мексиканского вулканического пояса и зоны субдукции Мексики». Тектонофизика . 522–523: 122–149. Bibcode : 2012Tectp.522..122F . DOI : 10.1016 / j.tecto.2011.09.018 .
- ^ а б Suter, M .; Кинтеро, О. (30 июля 1992 г.). «Активные разломы и напряженное состояние в центральной части Транс-Мексиканского вулканического пояса, Мексика 1. Разлом Вента-де-Браво». Журнал геофизических исследований . 97 (B8): 11 983–11 993. Bibcode : 1992JGR .... 9711983S . DOI : 10.1029 / 91jb00428 .
- ^ Б с д е е г Манея, Влад; Манея, Марина; Феррари, Лука (2013). «Геодинамическая перспектива субдукции плит Кокосовых островов и Риверы под Мексикой и Центральной Америкой». Тектонофизика . 609 : 56–81. Bibcode : 2013Tectp.609 ... 56M . DOI : 10.1016 / j.tecto.2012.12.039 .
- ^ а б в г Дельгадо де Канту, Глория М. (2003). México, estructuras, política, económica y social . Pearson Educación. ISBN 978-970-26-0357-3.
- ^ а б в г д е Феррари, Лука. "Геохимическая загадка Транс-Мексиканского вулканического пояса: мантийный плюм, континентальный рифтинг или мантийное возмущение, вызванное субдукцией?" . www.MantlePlumes.org .
- ^ а б Эго, Фредерик; Вероника, Ансан (2002). «Почему происходит транстензивная деформация Центрального Транс-Мексиканского вулканического пояса?». Тектонофизика . 359 (1): 189–208. Bibcode : 2002Tectp.359..189E . DOI : 10.1016 / s0040-1951 (02) 00511-5 .
- ^ Гарсия-Паломо, А .; Macias, J; Толсон, G; Вальдес, G; Мора, Дж (2002). «Стратиграфия вулканов и геологическая эволюция региона Апан, восточно-центральный сектор Транс-Мексиканского вулканического пояса». Geofísica Internacional . 41 (2): 133–150.
- ^ а б Гусман, Эдуардо; Золтан, Черна (1963). «Тектоническая история Мексики» . Специальные тома AAPG : 113–129.
- ^ а б в г Феррари, Лука; Лопес-Мартинес, Маргарита; Агирре-Диас, Херардо; Карраско-Нуньес, Херардо (1999). «Пространственно-временные модели кайнозойского дугового вулканизма в центральной Мексике: от Западной Сьерра-Мадре до Мексиканского вулканического пояса». GSA . 27 (4): 303–306. Bibcode : 1999Geo .... 27..303F . DOI : 10.1130 / 0091-7613 (1999) 027 <0303: stpoca> 2.3.co; 2 .
- ^ Альва-Вальдивия, Луис; Гогуитчаишвили, Авто; Феррари, Лука; Росас-Эльгера, Хосе; Фукугаучи, Хайме; Ороско, Хосе (2000). «Палеомагнитные данные Транс-Мексиканского вулканического пояса: значение для тектоники и вулканической стратиграфии» . Общество геомагнетизма и Земли, планет, космических наук . 52 (7): 467–478. Bibcode : 2000EP & S ... 52..467A . DOI : 10.1186 / bf03351651 .
- ^ а б в Перес-Кампос, Ксиоли; Ким, YoungHee; Хаске, Аллен; Дэвис, Пол; Клейтон, Роберт; Иглесиас, Артуро; Пачеко, Хавьер; Сингх, Шри; Манея, Влад; Гурнис, Майкл (2008). «Горизонтальная субдукция и усечение плиты Кокос под центральной частью Мексики» (PDF) . Письма о геофизических исследованиях . 35 (18): L18303. Bibcode : 2008GeoRL..3518303P . DOI : 10.1029 / 2008GL035127 .
- ^ а б Феррари, Лука (2004). «Контроль отрыва плиты на вулканическом пульсе основного состава и неоднородности мантии в центральной Мексике». GSA . 32 (1): 77–80. Bibcode : 2004Geo .... 32 ... 77F . DOI : 10.1130 / g19887.1 .
- ^ а б в Феррари, Лука; Петроне, Кьяра; Франкаланчи, Лорелла (2001). «Генерация вулканизма базальтового типа океанических островов в западном Транс-Мексиканском вулканическом поясе путем отката плиты, инфильтрации астеносферы и плавления с переменным потоком». GSA . 29 (6): 507–510. Bibcode : 2001Geo .... 29..507F . DOI : 10.1130 / 0091-7613 (2001) 029 <0507: gooibt> 2.0.co; 2 .
- ^ а б Гомес-Туена, А; Ferrari, L .; Orozco-Esquivel, Ma.T. (2007). «Огненная Петрогенезис вулканического пояса Транс-мексиканского, ' ». Специальный доклад Геологического общества Америки . 422 (Глава 5): 129–182. DOI : 10,1130 / 2007,2422 (05) .
- ^ Хименес Гонсалес, Виктор Мануэль (2014). Guía de Viaje del Distrito Federal (DF) [ Путеводитель по федеральному округу (DF) ] (на испанском языке). Solaris Comunicación. п. 39.
Внешние ссылки
- Вулканы и вулканические образования Мексики Геологическая служба США
- «Сосново-дубовые леса Транс-Мексиканского вулканического пояса» . Наземные экорегионы . Всемирный фонд дикой природы.