IV. CINTURÓN VOLCÁNICO TRANSMEXICANO
(1.5 millones de años al presente)
EN UNA imagen fotográfica tomada desde un satélite, el Cinturón Volcánico Transmexicano
(CVT) constituye una expresión fisiográfica con una extensión de
unos 920 km (Figura 20), que bisecta a la porción intermedia de la República
Mexicana desde el Océano Pacífico hasta el Golfo de México, es decir, desde
Bahía Banderas en el estado de Jalisco, hasta Punta Delgada es el estado de
Veracruz. La zona volcánica del CVT en su extensión norte-sur es
variable; en su porción central, desde la ciudad de San Luis Potosí hasta el
poblado de Chaucingo en el estado de Morelos, tiene alrededor de 400 km; mientras
que entre el poblado de Teziutlán, Puebla y la ciudad de Orizaba, Veracruz,
hacia el Golfo de México, tiene aproximadamente 100 kilómetros.
Figura 20. La provincia geológica mexicana es tectónicamente activa por los
procesos mencionados en la figura anterior. En esta ilustración se manifiestan
rocas volcánicas del Plio-Cuaternario (zonas negras), que están asociadas con
el gran fracturamiento que afecta a todo el país. En el esquema inferior se
ilustra el abombamiento del Cinturón Volcánico Transmexicano, constituido por
sistemas de bloques limitados por fracturas y fallas de tensión; el conjunto
rocoso es volcánico.
La provincia tectónica del CVT está en proceso de emersión, afectada por esfuerzos distensivos que generan sistemas estructurales de fosas y pilares en algunos lugares complejos, y cuyo arreglo geomorfológico es el de un desarrollo numeroso de valles escalonados hacia el centro del CVT. Muchos de estos valles están elevados, por ejemplo, en los estados de Nayarit y Colima, en la Cuenca de Colima, al occidente de México, tienen una altitud de unos 400 metros sobre el nivel del mar y se elevan hasta unos 2600 metros en las cuencas de Toluca y Tlaxcala (Figura 21).
Se han distinguido cuatro regiones geomorfológicas mayores en las que se localizan grandes fosas tectónicas: 1) Tepic-Chapala, 2) Colima, 3) Michoacán, y 4) cuencas de Toluca, de México, de Puebla-Tlaxcala y la Oriental. Estas regiones de grandes planicies contienen sedimentos lacustres, aluviales, fluviales y volcano-sedimentarios (tobas, piroclastos arenosos y breccias); la secuencia sedimentaria está interestratificada e interdigitada con derrames volcánicos de diferente composición mineralógica y química, emitidas en distintas épocas.
La mayor actividad volcánica en el CVT se manifestó en el Plio-Cuaternario,
por lo que al CVT se le considera de esta edad. A las rocas volcánicas
oligo-miocénicas que les subyacen se les asocia con la prolongación de la Sierra
Madre Occidental. Sin embargo, existen evidencias locales en los estados de
Michoacán y Jalisco, que señalan que el vulcanismo pre-Plio-Cuaternario y el
Plio-Cuaternario forman parte del CVT, ya que las secuencias volcánicas
estudiadas en esta región son similares al resto de las rocas ígneas que constituyen
al CVT. Los dos periodos de vulcanismo, del Oligoceno-Mioceno y
del Plioceno-Cuaternario, están separados por una etapa de inactividad volcánica.
El intervalo de estabilidad en la región de los Humeros, Michoacán, comprende
desde el cese de la actividad, hace 3 500 000 de años, hasta su reactivación,
hace 1 000 000 de años. Sin embargo, estas desactivaciones volcánicas no son
consistentes geocronológicamente, puesto que varían en magnitud y de un lugar
a otro, en el tiempo y en el espacio.
Figura 21. La estructura del Cinturón Volcánico Transmexicano está constituida
por valles y cuencas, con altitudes que varían desde unos 400 metros sobre el
nivel del mar (Cuenca de Colima), hasta más de 2 600 metros (cuencas de Toluca
y Tlaxcala). Esta zona, como toda la estructura del CTV,está gobernada
por sistemas de fracturas y de fallas de tensión, por lo que es sísmicamente
activa.
La inactividad volcánica que se menciona no es de la misma edad en todo el CVT; en las inmediaciones de la Caldera de la Primavera, en el estado de Jalisco, la interrupción volcánica ocurrió hace 3 000 000 de años y se reactivó hace 1 000 000 de años.
Por otro lado, se han encontrado rocas volcánicas andesíticas del Oligoceno en los estados de Nayarit y Jalisco, y del Oligoceno y del Mioceno tardío en la Sierra de Juanacata, estado de Jalisco. También se detectaron evidencias de vulcanismo en la fosa de Tepic, desde el Eoceno hasta el Reciente. Particularmente, en la cuenca de México, desde hace unos 25 años se determinó la secuencia estratigráfica volcánica que descansa sobre rocas fluviales y aluviales del grupo Balsas del Eoceno Medio y Oligoceno Inferior, y que a su vez están intercaladas con rocas volcánicas andesíticas del Oligoceno Medio-Superior.
De acuerdo con los diferentes criterios que del CVT se tienen,
se llega a la conclusión de que las zonas de expulsión lávica han migrado a
través del tiempo geológico, y que su composición también ha variado. Estos
cambios de posición de los focos magmáticos del CVT, así como sus
diversidades de composición química y mineralógica, posiblemente reflejen as
variaciones de angularidad y de profundidad que tienen las dos placas entre
sí: la oceánica del Pacífico (Placa de Cocos), respecto a la continental de
Norteamérica. Hay otros parámetros significativos, tales como la velocidad del
desplazamiento relativo entre ambas placas y el tiempo de subducción (edad de
las placas). Estos factores geológicos han dado como resultado que en la provincia
en mención se reconozcan cuando menos dos etapas mayores de vulcanismo: durante
el Oligoceno-Mioceno y el Plioceno-Cuaternario.
Las causas de la movilidad y de la actividad volcánica que ha manifestado el CVT durante toda su historia evolutiva han estado íntimamente relacionadas con la geodinámica propia de la Placa de Norteamérica y con la influencia de las de Cocos y del Caribe.
Las explicaciones sobre el origen de esta provincia tectono-volcánica son diversas.
Algunos geólogos proponen al CVT como una antigua fisura reactivada
del basamento continental; otros más lo consideran como la continuación de una
fisura oceánica de la Dorsal del Pacífico oriental asimilada por el continente.
También se ha considerado al CVT como un fracturamiento continental
con esfuerzos distensivos —producidos por otras placas aledañas— generan
sistemas de fosas. La teoría más común sobre el origen del CVT,
es aquella que lo relaciona con el modelo de Arco Volcánico Intracontinental,
debido a la asimilación de la Placa de Cocos por la placa continental.
El CVT tiene características geológicas multigenéticas, puesto que aparenta ser consecuencia del desplazamiento sucesivo de las tres placas tectónicas mencionadas, desplazamiento en el que la Placa de Cocos obstaculiza el movimiento de la de Norteamérica, dando origen a una fisura cortical. En esta zona de debilidad se manifiesta la expulsión volcánica como producto de la subducción o asimilación de la Placa de Cocos; así el CVT continúa en emersión, por lo que se generan esfuerzos distensivos de occidente a oriente, que dan origen y forman la fosa de Bahía de Banderas, los grabenes de Chapala y de Cuitzeo, las cuencas de Toluca, de México, de Puebla-Tlaxcala y la oriental, que se prolonga hasta Punta Delgada en el estado de Veracruz (Aguayo y Marín, 1987). La ruptura cortical en Bahía de Banderas pudo ser propiciada por la Placa Rivera, que al ser subducida actuó como cuña e hizo que, en la región de Cabo Corrientes se manifestaran sistemas conjugados de fallas y de fracturas que son sumamente complejos (Figura 12).
Debido a la subducción de la Placa de Cocos y a la efusión del magma hacia la superficie, los primeros esfuerzos fueron compresivos y produjeron estratovolcanes generalmente de composición variable: andesitas, riolitas y dacitas. Durante este proceso la provincia tectónica del CVT siguió su desarrollo y pasó por etapas sucesivas de distensión con vulcanismo, erosión y sedimentación aluvial, fluvial y lacustre. Cuando los bloques de origen distensivo se conformaron escalonadamente hacia la porción central del CVT, se presentaron otros episodios volcánicos de tipo explosivo con lavas y piroclastos de composición básica a intermedia (Figura 20).
La composición de las rocas volcánicas a lo largo del CVT varía de acuerdo con la lejanía y el ángulo de incidencia con la Trinchera de Acapulco. Por ejemplo, en la parte occidental del CVT (Tepic-Chapala) se identificaron rocas de composición muy variable y sin embargo relacionadas con la subducción de la Placa Rivera. A los productos del vulcanismo de las porciones central y oriental del CVT se les asocia con la subducción de la Placa de Cocos; entre ellos se han identificado algunas variaciones químicas de los magmas, debidas a los cambios en ángulos de incidencia y al espesor de la placa oceánica; ésta es cada vez más antigua a medida que se avanza hacia el oriente (con más de 4 000 000 de años).
También se ha determinado la dirección de los mecanismos focales de los sismos someros de 0-76 km de profundidad, en las costas del Pacífico en México, y se ha concluido que la Placa de Cocos tiende a avanzar hacia el noreste, con ángulos de inclinación que varían normalmente entre 31° y 41°. Así se ha conocido que los ángulos de inclinación de la placa oceánica ampliamente asimilada bajo el continente también son variables; por ejemplo, en las cercanías del volcán de Colima, el ángulo es de 30° entre Toluca, Estado de México, hasta San Andrés Tuxtla, Veracruz, el ángulo es de 20° en contraste, en las inmediaciones del volcán Chichón, en Chiapas, la zona está inclinada más de 40°.
En síntesis, de acuerdo con el conocimiento actual que se tiene sobre el origen del CVT y su evolución, éste manifiesta diferentes condiciones tectónicas y estructurales a lo largo y a lo ancho de todo su sector de emplazamiento. Estas diferencias se deben definitivamente al desplazamiento diferencial que existe entre las placas de Norteamérica y la del Caribe, y que está afectado, a su vez, por la subducción de las placas de Cocos y de Rivera desde el Mioceno tardío (Figura 13).
A pesar de que la máxima actividad tectónica e ígnea del Cinturón Volcánico (CVT) ocurrió durante el Plio-Cuaternario y el Reciente, el fracturamiento y fallamiento se inició previamente, durante el Mioceno Medio, cuando la antigua dorsal del Pacífico oriental fue asimilada por el margen occidental de la placa continental, o sea, hace 13 000 000 de años.