stringtranslate.com

Андский вулканический пояс

Анды – одни из самых высоких. Карта вулканических дуг в Андах и субдуцированных структур, влияющих на вулканизм

Андский вулканический пояс — крупный вулканический пояс вдоль Андских кордильер в Аргентине , Боливии , Чили , Колумбии , Эквадоре и Перу . Она образовалась в результате субдукции плиты Наска и Антарктической плиты под Южно-Американскую плиту . Пояс подразделяется на четыре основные вулканические зоны, разделенные вулканическими промежутками . Вулканы пояса разнообразны по стилю деятельности, продукции и морфологии. Хотя некоторые различия можно объяснить тем, к какой вулканической зоне принадлежит вулкан, существуют значительные различия внутри вулканических зон и даже между соседними вулканами. Несмотря на то, что Андский вулканический пояс является типичным местом для известково-щелочного и субдукционного вулканизма, он имеет широкий спектр вулкано-тектонических условий, поскольку он имеет рифтовые системы и зоны растяжения, транспрессионные разломы, субдукцию срединно-океанических хребтов и цепи подводных гор, а также как большой диапазон толщины коры и путей подъема магмы , а также различное количество ассимиляций коры.

Ромераль в Колумбии — самый северный активный член Андского вулканического пояса. [1] К югу от 49° южной широты в пределах австралийской вулканической зоны вулканическая активность снижается у самого южного вулкана Фуэгино на архипелаге Огненная Земля .

Вулканические зоны

Карта крупнейших вулканов Колумбии (слева) и Эквадора (справа).

Андский вулканический пояс разделен на четыре основные области активного вулканизма; Северная, Центральная, Южная и Южная вулканические зоны, каждая из которых представляет собой отдельную континентальную вулканическую дугу .

Северная вулканическая зона

Северная вулканическая зона (НВЗ) простирается от Колумбии до Эквадора и включает в себя все вулканы материковой части этих стран. Из вулканов этой зоны 55 расположены в Эквадоре, а 19 — в Колумбии. В Эквадоре вулканы расположены в Западных и Королевских Кордильерах , а в Колумбии — в Западном и Центральном хребтах . Плиоценовый вулканический комплекс Иза-Пайпа в Бояке , в Восточных хребтах, является самым северным проявлением вулканического пояса Северных Анд. Вулканическая дуга образовалась в результате субдукции плиты Наска под западную часть Южной Америки. Некоторые вулканы Северной вулканической зоны, такие как Галерас и Невадо-дель-Руис , расположенные в густонаселенных высокогорных районах, являются серьезными источниками опасностей. Было подсчитано, что толщина коры под этим регионом колеблется от 40 до, возможно, более 55 километров (34 миль). [2] Сангай — самый южный вулкан Северной вулканической зоны.

В Институте геофизики Национальной политехнической школы в Кито , Эквадор, работает международная группа сейсмологов и вулканологов [3] , в обязанности которых входит мониторинг многочисленных действующих вулканов Эквадора в Андском вулканическом поясе (который является частью огненного кольца ) и Галапагосские острова .

Центральная вулканическая зона

Центральная вулканическая зона (CVZ) — вулканическая дуга на западе Южной Америки. Это одна из четырех вулканических зон Анд. Центральная вулканическая зона простирается от Перу до Чили и образует западную границу плато Альтиплано . Вулканическая дуга образовалась в результате субдукции плиты Наска под западную часть Южной Америки вдоль Перу-Чилийского желоба . На юге CVZ ограничен сегментом плоских плит Пампея или сегментом плоских плит Норте-Чико , регионом, лишенным вулканизма из-за более низкого угла субдукции, вызванного субдукцией хребта Хуан Фернандес .

CVZ характеризуется континентальной корой , толщина которой достигает примерно 70 км (43 мили). [2] В этой зоне находятся 44 крупных и 18 малых вулканических центров, которые считаются активными. [2] Эта вулканическая зона также содержит не менее шести потенциально активных крупных кислых вулканических систем, которые включают системы вулканического комплекса Альтиплано-Пуна , а также Серро Панизос , Пастос-Грандес , Серро-Гуача и Ла-Пакана . Другими кремнистыми системами являются игнимбритовые плато Лос-Фрайлес в Боливии и кальдерные комплексы Инкапилло и Серро-Галан в Аргентине . [2] [4] [5]

Южная вулканическая зона

Южная вулканическая зона (SVZ) простирается примерно от Анд Центрального Чили на широте Сантьяго , на высоте ок. 33° ю.ш., до Серро Ареналес в регионе Айсен, ок. 46°ю.ш., расстояние более 870 миль (1400 км) . Дуга образовалась в результате субдукции плиты Наска под Южно-Американскую плиту вдоль Перу-Чилийского желоба . Северная граница СВЗ отмечена субдукцией плоских плит хребта Хуан Фернандес , которая, как полагают , с позднего миоцена образовала вулканический разрыв, называемый сегментом плоских плит Пампея, в регионе Норте-Чико . Южный конец СВЗ отмечен Тройным соединением Чили , где Чилийское возвышение погружается под Южную Америку на полуострове Тайтао, давая начало Патагонскому вулканическому разрыву . Южнее расположена Австралическая вулканическая зона.

С севера на юг Южная вулканическая зона разделена на четыре сегмента в зависимости от особенностей континентальной коры , вулканов и вулканических пород : [6]

В центральной южной вулканической зоне и южной южной вулканической зоне подъем магмы происходит в основном по разлому Ликинье-Оки . [7]

Основные Кордильеры Анд (восток Сантьяго) поднялись в конце кайнозоя и примерно миллион лет назад подверглись сильному оледенению. Это означало, что с тех пор лава из вулканов НСВЗ начала течь по сети ледниковых долин. [8] Кальдера Майпо взорвалась около 450 тысяч лет назад, оставив после себя обильное количество пепла и игнимбрита , которые сегодня можно наблюдать как в Чили, так и в Аргентине. [8]

В плиоцене СВЗ к югу от 38°ю.ш. представляла собой широкую вулканическую дугу. Область с вулканической активностью 1–2 миллиона лет назад между 39–42 ° ю.ш. имела ширину до 300 км (190 миль) (если включить задуговой вулканизм). [9] Снижение скорости конвергенции Наски и Южно -Американской плиты с 9 см (3,5 дюйма) в год до 7,9 см (3,1 дюйма) [9] в год 2–3 миллиона лет назад способствовало сужению южная СВЗ, произошедшая, возможно, 1,6 млн лет назад. [10] Южная часть СВЗ сохранила активную деятельность только на западе, особенно вокруг зоны разлома Ликинье-Офки , [10] в то время как восточные вулканы, такие как Тронадор и Серро Пантоха, потухли. [9]

Магмы современных ( голоценовых ) вулканов Переходной южной вулканической зоны происходят из гетерогенных источников в мантии Земли . Значительная часть расплавов образована субдуцированной океанической корой и субдуцированными осадками. К востоку, в задуговой области, степень плавления мантии, породившая вулканизм, меньше, как и влияние субдуцированной коры. [11]

Несколько вулканов СВЗ находятся под наблюдением Обсерватории вулканов Южных Анд (OVDAS), базирующейся в Темуко . Наблюдаемые вулканы менялись с течением времени, но за некоторыми, такими как Вильяррика и Ллайма , ведется постоянное наблюдение. В последние годы произошли крупные извержения Чайтена (2008–2010 гг.), Кордон-Колле (2011 г.) и Кальбуко (2015 г.).

Австралийская вулканическая зона

Австралийская вулканическая зона (АВЗ) — вулканическая дуга в Андах на юго-западе Южной Америки. Это одна из четырех вулканических зон Анд. AVZ простирается к югу от Патагонского вулканического разрыва до архипелага Огненная Земля , на расстояние более 600 миль (1000 км) . Дуга образовалась в результате субдукции Антарктической плиты под Южно-Американскую плиту. Продукты извержения состоят главным образом из щелочных базальтов и базанитов . [12] Вулканизм в австралийской вулканической зоне менее активен, чем в южной вулканической зоне. Зарегистрированные извержения редки, поскольку эта территория не была исследована вплоть до 19 века; пасмурная погода на его западном побережье также могла помешать наблюдениям извержений. В Австралийской вулканической зоне находятся как ледниковые стратовулканы, так и подледниковые вулканы под Южным Патагонским ледяным полем .

Вулканические разрывы

Различные вулканические зоны перемежаются вулканическими разрывами, зонами, которые, несмотря на то, что расположены на правильном расстоянии от океанического желоба, лишены вулканической активности. [13] В Андах есть три основных вулканических разрыва: сегмент перуанской плоской плиты (3 ° ю.ш. – 15 ° ю.ш.), сегмент плоской плиты Пампея (27 ° ю.ш. – 33 ° ю.ш.) и Патагонский вулканический разрыв (46 ° ю.ш.). –49 °С). Первый отделяет Северную от Центральной вулканической зоны, второй – Центральную от Южной и последний – Южную от Южной вулканической зоны. Перуанский и Пампейский разрывы совпадают с областями плоскоплитной (малого угла) субдукции , и поэтому считается, что отсутствие вулканизма вызвано неглубоким падением погружающейся плиты Наска в этих местах. Неглубокое падение, в свою очередь, объясняется субдукцией хребтов Наска и хребтов Хуана Фернандеса в Перуанский и Пампейский разрывы соответственно. Поскольку хребты Наска и Хуан Фернандес созданы вулканической активностью в горячих точках Тихого океана ( Истер и Хуан Фернандес ), можно сказать, что вулканическая активность в Тихом океане ответственна за подавление вулканизма в некоторых частях Анд.

Патагонский разрыв имеет другую природу, поскольку он вызван не субдукцией асейсмического хребта, а субдукцией Чилийского поднятия , пограничного хребта между Наска и Антарктической плитой. [14]

Перуанский разрыв

На широтах 3–15 ° ю.ш. в Перу последняя вулканическая активность произошла 2,7 миллиона лет назад в Кордильере-Бланке . [15] Отсутствие вулканизма в центральном и северном Перу широко объясняется побочным эффектом происходящей там субдукции плоской плиты (малого угла) плиты Наска . Хотя субдукцию хребта Наска часто приписывают возникновению этой плоской плиты и, следовательно, отсутствия вулканизма, многие исследователи считают, что разрыв слишком велик, чтобы его можно было объяснить только этим.

Одна из гипотез утверждает, что плоская плита возникла в результате продолжающейся субдукции океанического плато . Это гипотетическое плато под названием Плато Инков будет зеркальным отражением Маркизского плато в южной части Тихого океана. [15]

Пампейский разрыв

Пампейский разрыв или Норте-Чико разделяет Центральную и Южную вулканические зоны Анд. Низкий угол субдукции , вызванный субдукцией хребта Хуан Фернандес, был отмечен как причина или способствование подавлению вулканизма.

Задуговой вулканизм

Задуговой вулканизм — значительное явление в аргентинской Патагонии и провинции Мендоса . Субдукция плоских плит вдоль Перу-Чилийского желоба в миоцене была указана как ответственная за задуговой вулканизм в Мендосе и провинции Неукен в четвертичный период . [16] Известные задуговые вулканы включают Паюн Матру , Агуа Пока , Паюн Лисо, вулканическое поле Пали-Айке , Тромен , вулканическую группу Кочикито и Пуэсто Кортадерас .

Другие важные регионы задугового вулканизма включают северо- запад Аргентины , где расположена кальдера Галан , и предгорья Анд Эквадора, Кордильера-Реаль , где развивается ряд щелочных вулканов, таких как Сумако . [2]

Геотермальная деятельность

Андский вулканический пояс представляет собой крупную геотермальную провинцию с многочисленными горячими источниками , сольфатарами и гейзерами , связанными с его вулканами. Уже в доколумбовую эпоху коренные народы использовали различные горячие источники как места исцеления. Геотермальные исследования в Чилийских Андах были начаты в 1960-х годах, [17] хотя ранее участок Эль-Татио исследовался в 1920-х годах. По сравнению с соседней Центральной Америкой , Андский регион плохо исследован и эксплуатируется в поисках геотермальных ресурсов.

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ "Ромерал". Volcano.si.edu. 29 марта 2012 г. Глобальная программа вулканизма
  2. ^ abcde Stern, Чарльз Р. (декабрь 2004 г.). «Активный Андский вулканизм: его геологическая и тектоническая обстановка». Revista Geológica de Чили . 31 (2): 161–206. дои : 10.4067/S0716-02082004000200001 . ISSN  0716-0208.
  3. ^ "Дом - Институт геофизики - EPN" . igepn.edu.ec . Проверено 11 сентября 2015 г.
  4. ^ Орт, МХ (1993). «Эруптивные процессы и образование кальдеры в кальдере обрушения вложенных вниз прогибов: Серро Панисос, центральные горы Анд». Дж. Вулканол. Геотерм. Рез . 56 (3): 221–252. Бибкод : 1993JVGR...56..221O. дои : 10.1016/0377-0273(93)90018-М.
  5. ^ де Сильва, SL; Фрэнсис, военнопленный (1991). Вулканы Центральных Анд . Берлин Гейдельберг Нью-Йорк: Springer. п. 216.
  6. ^ Лопес-Эскобар, Леопольдо ; Килиан, Рольф; Кемптон, Памела Д.; Тагири, Мичио (1993). «Петрография и геохимия четвертичных пород южной вулканической зоны Анд между 41 30' и 46 00' ю.ш., Чили». Revista Geológica de Чили . 20 (1): 33–55.
  7. ^ Хики-Варгас, Розмари; Холбик, Свен; Торми, Дэниел; Фрей, Федерик А.; Морено-Роа, Хьюго (2016). «Базальтовые породы из южной вулканической зоны Анд: результаты сравнения продольных и мелкомасштабных геохимических изменений и их источников». Литос . 258–259: 115–132. Бибкод : 2016Litho.258..115H. doi :10.1016/j.lithos.2016.04.014.
  8. ^ аб Шарриер, Рейнальдо ; Итурризага, Лафасам; Шарретье, Себастьен; С уважением, Винсент (2019). «Геоморфологическая и ледниковая эволюция водосборов Качапоала и южного Майпо в Главных Андских Кордильерах, Центральное Чили (34–35 ° ю.ш.)». Андская геология . 46 (2): 240–278. дои : 10.5027/andgeoV46n2-3108 . Проверено 9 июня 2019 г.
  9. ^ abc Лара, Л.; Родригес, К.; Морено, Х. ; Перес де Арсе, К. (2001). «Geocronología K-Ar y geoquímica del volcanismo plioceno Superior-pleistoceno de los Andes del Sur (39–42 ° ю.ш.)» [K-Ar геохронология и геохимия от верхнего плейстоцена до плиоценового вулканизма южных Анд (39–42 ° ю.ш.) ]. Revista Geológica de Чили (на испанском языке). 28 (1): 67–90. дои : 10.4067/S0716-02082001000100004 .
  10. ^ аб Лара, LE; Фольгера, А. (2006). Плиоцен-четвертичное сужение вулканической дуги Южных Анд между 37° и 41° южной широты . Том. 407. стр. 299–315. дои : 10.1130/2006.2407(14). ISBN 978-0-8137-2407-2. {{cite book}}: |journal=игнорируется ( помощь )
  11. ^ Жак, Г.; Хорнле, К.; Гилл, Дж.; Хауф, Ф.; Верманн, Х.; Гарбе-Шенбег, Д.; Ван ден Богард, П.; Биндеман, И.; Лара, Ле (2013). «Междуговые геохимические изменения в Южной вулканической зоне, Чили (34,5–38,0 ° ю.ш.): ограничения на состав мантийного клина и плит» (PDF) . Geochimica et Cosmochimica Acta . 123 : 218–243. Бибкод : 2013GeCoA.123..218J. дои : 10.1016/j.gca.2013.05.016.
  12. ^ Д'Орацио, М.; Агостини, С.; Маццарини, Ф.; Инноченти, Ф.; Манетти, П.; Халлер, MJ; Ласен, А. (2000). «Вулканическое поле Пали Айке, Патагония: магматизм плит-окна у оконечности Южной Америки». Тектонофизика . 321 (4): 407–427. Бибкод : 2000Tectp.321..407D. дои : 10.1016/S0040-1951(00)00082-2.
  13. ^ Нур, А.; Бен-Авраам, З. (1983). «Вулканические разломы из-за косого потребления асейсмических хребтов». Тектонофизика . 99 (2–4): 355–362. Бибкод : 1983Tectp..99..355N. дои : 10.1016/0040-1951(83)90112-9.
  14. ^ Руссо, РМ; Вандекар, Дж. К.; Конт, Д.; Мокану, VI; Гальего, А.; Мерди, RE (2010). «Субдукция хребта Чили: структура и течение верхней мантии». ГСА сегодня . 20 (9): 4–10. дои : 10.1130/GSATG61A.1. S2CID  129658687.
  15. ^ аб Гучер, Массачусетс; Оливет, Ж.-Л.; Асланян Д.; Эйссен, Ж.-П.; Мори, Р. (1999). «"Потерянное плато инков": причина плоской субдукции под Перу?» (PDF) . Письма о Земле и планетологии . 171 (3): 335–341. Бибкод : 1999E&PSL.171..335G. дои : 10.1016/S0012-821X(99)00153-3.
  16. ^ Джерма, А.; Кидельёр, X.; Жилло, П.Ю.; Чилингирян, П. (2010). «Вулканическая эволюция задугового плейстоценового вулканического поля Паюн-Матру (Аргентина)». Журнал южноамериканских наук о Земле . 29 (3): 717–730. Бибкод : 2010JSAES..29..717G. doi : 10.1016/j.jsames.2010.01.002. hdl : 11336/98912 .
  17. ^ "Андский вулканический пояс". 5 ноября 1997 года . Проверено 19 июля 2009 г.

Внешние ссылки