Observatorio Sismológico Vulcanológico

Centro de Ciencias de la Tierra OSV
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Historia Eruptiva

9 abril, 2015 Autor:fcordoba

Volcán Pico de Orizaba (Citlaltépetl)

El Pico de Orizaba o volcán Citlaltépetl, lo que significa «Montaña de la estrella» en Nahuatl,es un volcán activo en estado de resposo, el cual representa la elevación más importante de México (5685 m s.n.m.); su cima está parcialmente cubierta por un glaciar en la parte norte. Pico de Orizaba se encuentra en la porción oriental del Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM), el cual se extiende aproximadamente en una dirección E-W a través de México (Fig 1), y entre 100 a 130 km del Golfo de México entre los estados Veracruz y Puebla. Junto con los stratovolcanes Las Cumbres, La Gloria y el Cofre de Perote, Pico de Orizaba forma una cadena volcánica en dirección perpendicular al CVTM (casi N-S) con una actividad migrando de N a S con algunas etapas de sobrelape temporal (Siebert y Carrasco-Núñez, 2002; Concha-Dimás et al., 2005).

El Pico de Orizaba es un volcán Cuaternario, el cual se situa sobre un basamento Mesozoico, principalmente compuesto de rocas calcáreas. La historia eruptivo del Pico de Orizaba es compleja, descrita primero por Robin y Cantagrel (1982) y detallada por Carrasco-Núñez (1992) y Hoeskuldsson (1992). Este volcán atravesó varias fases de construcción de edificios volcánicos (Carrasco-Núñez, 1993); durante la primera fase, denominada «Torrecillas», se construyó el primer cono con un volumen de 270 km3 (De la Cruz Reyna y Carrasco-Núñez, 2002) mediante actividad effusiva con lavas de composiciones basálticas a dacíticas hace aproximadamente 650 ka (Carrasco-Núñez 1999; Rossotti and Carrasco-Núñez, 2004), el cual terminó siendo destruido durante un evento de colapso de flanco, dando origen a una avalancha de escombro y formando un crater con 3.5 km en diámetro. El segundo cono «Espolon de Oro», construido encima de los remanentes del edificio Torrecillas desde 210 ka, consiste de andesitas y dacitas y también experimentó un colapso sectorial produciendo otra avalancha de escombro. Hace 20,000 años, esta avalancha, al entrar a la barranca del río Jamapa se convirtió en un lahar (con un volumen de 2km3) que viajó al menos 85 km hacia el este del volcán (Carrasco-Núñez et al., 1993). La construcción del edificio moderno «Pico de Orizaba», inició en el Holoceno temprano con la erupción effusiva de dacitas y andesitas. Estas erupciones effusivas se alternaron con actividad explosiva formando depósitos piroclásticos (Rossotti and Carrasco-Núñez, 2004). Las erupciones explosivas más importantes ocurrieron entre 8,500 y 9,000 años AP cuando flujos piroclásticos de escoria y pómez (ignimbrita Citlaltépetl) descendieron por los flancos del volcán en todas direcciones hasta 30 km del cráter (Carrasco-Núñez y Rose, 1995; Carrasco-Núñez, 1999) y 4100 años AP produciendo uns serie de flujos piroclásticos y lahares (Siebe et al., 1993; Carrasco-Núñez, 1999). Además, se emplazaron varios domo dacíticos alrededor del crater principal.

Durante los últimos 4000 años, el volcán presentó principalmente erupciones dacíticas effusivas con solo algunos eventos explosivos moderados (Carrasco-Núñez, 1993).

Las erupciones históricas involucraron actividad efusiva y explosiva durante los siglos 16 y 17 (Fig 2) y actividad fumarólica durante los últimos 300 años (Mooser et al., 1958; Waitz, 1910; Crausaz, 1986 y 1994).

Figura 1. Pico de Orizaba visto desde Sierra Negra Flujo de lava (probablemente emplazado en 1566, Robin y Cantagrel, 1982) en la parte frontal y del lado derecho se observan restos del volcán Torrecillas

Figura 1. Pico de Orizaba visto desde Sierra Negra Flujo de lava (probablemente emplazado en 1566, Robin y Cantagrel, 1982) en la parte frontal y del lado derecho se observan restos del volcán Torrecillas

Figura 2. Pico de Orizaba visto desde el NE A - Pico de Orizaba moderno, B – Edificio antiguo Espolón de Oro, C – edificio antiguo Torrecillas

Figura 2. Pico de Orizaba visto desde el NE A – Pico de Orizaba moderno, B – Edificio antiguo Espolón de Oro, C – edificio antiguo Torrecillas

 Volcán San Martín Tuxtla

El volcán San Martín (1680 m.s.n.m.) cuyas coordenadas geográficas son 18°33´latitud norte y 95°12´ longitud oeste, es un volcán activo tipo escudo o como propuesto por Carrasco-Núñez y colaboradores (2010) para el Cofre de Perote un volcán compuesto de escudo (original: compound shield-like volcano) con un cráter de 1 km de diámetro en la cima.

El nombre prehispánico con el que también se conoce al San Martín es Titépetl (Medel y Alvarado, 1963), que en lengua náhuatl significa “Cerro de la Lumbre o del Fuego”. Otra fuente (Rodríguez-Alvarado, 2006) menciona el nombre de Titepec, “del pipil ti(t), fuego+tépe (tl), cerro+c, en. su del náhuatl Tletépetl de tle (tl), fuego+tépe(tl), cerro+c, en: En el cerro del fuego”.

El nombre actual “San Martín” se le dio al volcán en honor a un soldado llamado San Martín, quién fue el primero en verlo desde un barco bajo el comando del capitán Juan de Grijalva en 1518.

El San Martín forma parte del Campo Volcánico Los Tuxtlas, un área en el sur del estado de Veracruz en el Golfo de México, aislado del CVTM, al cual también pertenecen los edificios volcánicos inactivos Santa Marta y San Martín Pajápan, además de cientos de volcanes monogenéticos (ver apartado “Campo Monogenético Los Tuxtlas”).

La actividad volcánica en la zona inició en el Terciario, con primeros depósitos de cenizas (Mioceno, Ferrari et al., xx) intercalado todavía con los depósitos sedimentarios de la Cuenca de Veracruz.

La actividad volcánica del San Martín Tuxtla, sin embargo, tiene sus inicios en tiempos más recientes, ya que una muestra de una lava basanítica tomada de la base del San Martín fue fechada en 0.8±0.1 Ma (Nelson y González-Caver, 1992).

Entre 0.8 Ma y la erupción histórica del San Martín en 1793 no se sabe mucho sobre la actividad del mismo, lo que se debe principalmente a la cubierta de vegetación, el clima de la región que facilita la erosión especialmente de los depósitos piroclásticos y la abundancia de volcanes monogenéticos cuyos productos cubren gran parte de los depósitos del San Martín.

Espíndola et al. (2010), describen un depósito de pómez de caída de composición andesítica que se distribuye en la parte norte del San Martín. Estos autores obtuvieron una edad de 4500 años AP mediante el método de 14C. Otros fechamientos realizados por Espíndola et al. (2010), varían entre 27,750 y 1060 años AP. Tanto las edades como los depósitos, no han sido asignados a un edificio volcánico específico (San Martín o alguno de los cientos de volcanes monogenéticos en el área) y requieren de más estudios para determinar su fuente (Tabla 1).

Un evento de una importante magnitud, fue el emplazamiento de un lahar con origen en los flancos superiores SW del volcán en 1180 AP (tabla 1). Sin embargo, se desconoce si está relacionado a actividad volcánica.

Respecto a las erupciones históricas de los últimos siglos, solamente erupción histórica del 1793 está ampliamente descrita en publicaciones anteriores (p. ej. Moziño, 1830), mientras otras dos fechas mencionadas en la literatura (1664 y 1534) no se han podido asociar con un evento o depósito específico.

La erupción de 1793 (Moziño, 1830; Friedlaender y Sonder, 1923; García, 1835) consistió en actividad volcánica que perduró varios meses variando entre freatomagmática y estromboliana (Espíndola et al., 2010). Aún en el año 1829 José Aurelio García nota actividad fumarólica.

Tabla 1. Resumen de la historia eruptiva del volcán San Martín basada en dataciones isotópicas y documentación histórica. No se incluyen fechamientos de radiocarbono de las erupciones históricas debido a su inexactitud.

Fechamientos del volcán San Martin Edad calibrada Fuente Características
1793 AD Erupción histórica
Moziño, 1870
Espíndola et al., 2010
Erupción freatomagmática (fase inicial desde marzo a junio), luego (segunda fase) actividad estromboliana y efusiva hasta octubre 1793, con una duración total de 2 años, con  ~2×1011 kg de ceniza y 2×1010 kg de lava.
1664 AD Erupción histórica
Moziño, 1870
Espíndola et al., 2010
Erupción que duró como una semana. Produjo caída de ceniza, no hay evidencia de un flujo de lava asociado.
1532 or 1534 AD Erupción histórica
Medel and Alvarado, 1963;
Alvarado, 2006; Moziño, 1870
Erupción explosiva (similar a la de 1793?); produjo caída de ceniza y flujo de lava; pueblo prehispánico Ixtlán enterado por flujo.
1180±35 BP 804-889 AD Sieron et al., 2014 Deposito de lahar en el flanco SW del San Martín, asociado a una erupción poco antes?
4080±55 BP 2680-2567 AC Espíndola et al., 2010 Erupción  explosiva,  produjo caída de pómez. Asociada al cráter en la cima del San Martín?
5390±55 BP 4334-4228 AC Espíndola et al., 2010 Erupción explosiva,  produjo caída de pómez. Asociada al cráter en la cima del San Martín?
0.8±0.1 Ma Nelson and González-Caver, 1992 Una de las erupciones al iniciar la actividad del San Martín Tuxtla; produjo flujo de lava basanítico (flanco S).

AP= años antes del presente; Ma=Millones de años; AD=anno domini/ después de Cristo; AC=antes de Cristo. Edad calibrada obtenida con CALIB (Stuiver y Reimer, 1986).

Historia eruptiva Campo Volcánico monogenético Los Tuxtlas

En las inmediaciones del volcán San Martín se localizan más de 300 conos de escoria y aproximadamente 40 maars o cráteres de explosión. Los dos conos de escoria más recientes se encuentran en la cima del San Martín y al menos uno de ellos se formó durante la erupción de 1793. La mayoría de estos centros eruptivos se encuentran a lo largo de una zona de debilidad cortical, relacionada a un sistema de fallas regionales que atraviesa la región de Los Tuxtlas en dirección NW-SE (Andreani et al., 2008) (ver Figura 1).

 

fig1

Figura 1. Campo Volcánico Monogenético Los Tuxtlas (después de Sieron et al., 2014) – Círculo rojo= cono de escoria, líneas rosadas=cráteres de explosión (maars), línea negra=fallas (identificadas por Andreani et al., 2008) parte reciente y activa (cuadro azul). También están indicados los edificios volcánicos adyacentes

 

Los conos de escoria generalmente están producidos por una actividad de tipo estromboliana, que representa el tipo de erupción más común en Los Tuxtlas. En varios casos, el vulcanismo monogenético está asociado con cráteres de explosión (la mayoría de tipo maar), los cuales se asocian con erupciones freáticas y freatomagmáticas.

Existen en la literatura algunos fechamientos de erupciones de conos monogenéticos, la mayoría de ellos en la región entre el San Martín y Catemaco, la cual es una zona con actividad más reciente del CVLT. Todos estos fechamientos arrojaron edades menor a los 4,000 (ver tabla 1) años, pero los volcanes datados hasta ahora también representan los edificios morfológicamente más jóvenes.

Algunas de estas erupciones han afectado civilizaciones antiguas en el área. Los pobladores de la región de Los Tuxtlas son Popolucas en su origen, con presencia Teotihuacana y Tolteca (Rodríguez-Alvarado, 2006) y han experimentado importantes cambios culturales como consecuencia de erupciones volcánicas ocurridas en épocas históricas.

Excavaciones realizadas en los sitios arqueológicos de Matacapan, Bezuapan, La Joya y Tres Zapotes (Santley, 2007; Jaime-Riverón y Pool, 2009) descubrieron capas de ceniza de diferentes erupciones en el área, las cuales fueron fechadas (Nelson y González-Caver, 1992). Estos depósitos se relacionaron con diferentes épocas arqueológicas indicando así edades relativas (Jaime-Riverón y Pool, 2009).

En la Tabla 1 se resumen los fechamientos disponibles hasta ahora, incluyendo los realizados en este estudio. Algunas de estas edades no pudieron ser asignadas a centros eruptivos específicos lo que requiere más trabajo estratigráfico y geoquímico.

Edad Edad calibrada Referencia Descripción  de la muestra

Fuente

3815 ±40 AP 2308-2198 AC Sieron et al.,2014 Paleosuelo debajo de depósito de ceniza y escoria. Cono de escoria Rancho Viejo
3270 ±250 a.AC 1890-1260 AC Nelson y Gonzalez-Caver, 1992;(Reinhardt, 1991) Carbón debajo de cenizas del Mono Blanco en sitio Matacapan de la época “Formativo Temprano”. Mono Blanco
~4650 a. AP 3440 ±50 AC Smithsonian Institution ? Desconocida
~3655 a. AP 2130 ±50 AC Smithsonian Institution Flanco Sur del San Martín. Desconocida
3200-2950 AP 1470-1160 AC Jaime-Riverón y Pool, 2009; Santley, 2007 Ceniza cubre sitios cerca Matacapan, carbón debajo ceniza fechado. Mono Blanco
2700 ±40 AP 856-812 AC Espíndola et al., 2010 Paleosuelo debajo capa de lapilli alterado ocres y blancos. Desconocida
1835 ±195 AP 39 AC-410 AD Nelson y González-C., 1992 Piezas de carbón debajo de ceniza del Puntiagudo. Cono de escoria Puntiagudo
120 ±200 AD Smithsonian Institution ? Cono de escoria Puntiagudo
1950-1650 AP 65-398 AD Jaime-Riverón y Pool, 2009; Santley, 2007 Época “Protoclásico”, l m de ceniza cubre sitio Bezuapan, también otros sitios como La Joya afectados. Cono de escoria y/o maar Nixtamalapan
1950-1650 AP 65-398 AD Jaime-Riverón y Pool, 2009; Santley, 2007 Época “Protoclásico” 2 m de ceniza cubre sitio Tres Zapotes. Desconocida
1475 ±45 AP 558-634 AC Espíndola et al., 2010 Paleosuelo debajo capa de lapilli y ceniza ocres y rojizos. Desconocida
739-799 AP 890 ±40 AD Smithsonian Institution ? Desconocida
1060 ±40 AP 967-1020 AD Espíndola et al., 2010 Paleosuelo debajo capa de lapilli y ceniza ocres y grises. Desconocida
667-699 AP 750 ±40 AC Smithsonian Institution ? Desconocida
496-545 AP 480 ±50 AD Smithsonian Institution Flanco del San Martín. Desconocida
427-504 AP 380 ±75 AD Smithsonian Institution Tefrocronología, flanco San Martín. Desconocida
No estimado 150 ±300 AC Smithsonian Institution Tefrocronología, flanco Sur San Martín. Desconocida
No estimado 1320 ±300 AC Smithsonian Institution

?

Mono Blanco
27,750+795 /-720 AP Espíndola et al., 2010 Paleosuelo debajo capa de lapilli de pómez ocre alterado. Desconocida

 

AP= años antes del presente; Ma=Millones de años; AD=anno domini/después de Cristo; AC=antes de Cristo.

Las tasas de recurrencia calculadas por Nelson y Gonzalez-Caver (1992), indican un intervalo de una erupción cada 666 años; un intervalo similar (cada 600 años), fue también determinado por estos autores para los últimos 6000 años, para lo cual consideraron los resultados de las excavaciones en el sitio arqueológico de Matacapan al Oeste del lago Catemaco, las cuales mostraron evidencia estratigráfica de al menos 10 erupciones.

Referencias