estratovolcán Telapón, Papayotl y Tláloc en la Sierra Nevada, México

Geología y geoquímica de las lavas pleistocénicas del estratovolcán Telapón, Tlaloc. Papayotl. Sierra Nevada, México

El estratovolcán Telapón se ubica en la parte norte de la Sierra Nevada, dentro de las porciones centro-oriental de la Faja Volcánica Transmexicana. Estudios geológicos, estratigráficos y cinco fechamientos K-Ar, así como análisis geoquímicos desarrollados en esta estructura volcánica permitieron identificar diversos domos, flujos de lava y depósitos piroclásticos, cuya distribución se presenta en un mapa geológico. Las diferentes rocas se agruparon en dos eventos principales: Evento Volcánico Inferior de andesitas - dacitas, ocurrido entre 1.03 ± 0.02 y ca.0.65 Ma, y Evento Volcánico Superior de dacita - riolita emplazado entre ca.0.65 Ma y ca.35,000 años. La cima del estratovolcán (4,060 m s.n.m.) es ocupada por el último evento lávico dacítico, emplazado hace 274,000 años, mientras que los flancos de esta estructura son ocupados por potentes depósitos piroclásticos dacítico-riolíticos producidos por flujos piroclásticos de bloques y cenizass, así como por eventos plinianos que ocurrieron alrededor de los 35,000 años. De acuerdo con las nuevas edades obtenidas del Telapón, se puede asegurar que su actividad volcánica es contemporánea con la registrada en las estructuras volcánicas Iztaccíhuatl y Popocatépetl de la Sierra Nevada.

En las lavas predominan las texturas porfídicas, con fenocristales que presentan evidencias de desequilibrio magmático y mezcla de magmas. En el diagrama SiO₂ vs. álcalis, las rocas se clasificaron como andesita basáltica, andesita, dacita y riolita (53-73% en peso de SiO₂); todas presentan una afinidad calcoalcalina. Los patrones de comportamiento de los elementos traza para todas las rocas son muy similares e indican una fuente magmática común. Se observa un enriquecimiento de los elementos tipo LIL o litófilos de radio iónico grande (Cs, Rb, Ba y K) y el Pb, con respecto a los elementos de alto potencial iónico o HFS (Nb, Ta). Los patrones de los elementos de las Tierras Raras REE, normalizados con respecto a condrita, muestran un enriquecimiento de las REE ligeras (La-Sm) respecto a las REE pesadas, con un comportamiento plano subhorizontal para estas últimas (Eu-Lu). Estos patrones son característicos de magmas asociados a procesos de subducción en arcos volcánicos, en los que los elementos LIL son aportados por la deshidratación de la placa en subducción hacia un manto empobrecido que sufrió fusión parcial.

La composición litológica y geoquímica de las rocas analizadas puede ser explicada principalmente por procesos de cristalización fraccionada a partir de magmas cuya composición es de andesita basáltica. Sin embargo, existieron otros procesos como mezcla de magmas y asimilación cortical que modificaron en diferente grado la composición de las rocas volcánicas finales. Estos procesos de cristalización fraccionada y posible asimilación cortical son más marcados en la parte norte de la Sierra Nevada en comparación con su parte sur.

¡Con razón lo llaman 'el balcón'! Desde ahí (aproximadamente a 3500 msnm)










Esta andesita se ubica en el flanco SW del cerro Los Potreros y al NE del poblado G. Manuel Ávila Camacho (Figura 2). Se compone de lavas bandeadas con direcciones de flujo subhorizontal, de color gris medio a oscuro y tonos rojizos, y texturas porfídicas con fenocristales de plagioclasa, piroxeno y anfíbol, dentro de una matriz microlítica vítrea ligeramente alterada por intemperismo. Presenta enclaves diseminados de andesita basáltica. Las lavas se distribuyen en afloramientos irregulares, moderadamente erosionados o sepultados por depósitos de lahar más recientes. Su aspecto es masivo y en bloques que coronan las crestas de lomas y subyace a la Dacita Los Potreros. Su espesor observable varía entre 4 y 8 m, pero debido a que no aflora su base dichos espesores pueden ser más grandes.
Papayotl, Telapon y Tláloc

La Cuenca de México se encuentra rodeada por varias centenas de estructuras volcánicas recientemente activas y agrupadas en diversas sierras. En la porción oriental de esta cuenca se localiza la Sierra Nevada (SN) cuya orientación general es N-S, y está formada al sur por algunos de los estratovolcanes más altos del país como el Popocatépetl (5,452 m s.n.m.) y el Complejo Volcánico Iztaccíhuatl (5,230 m s.n.m.). El sector norte lo conforma el Complejo Volcánico Tláloc-Telapón, con una orientación preferencial NE-SW 

Los primeros trabajos geológicos realizados en el sector norte de la Sierra Nevada se concentran en las porciones norte y occidental del estratovolcán Tláloc. Vázquez-Selem (1989) desarrolló algunos trabajos geomorfológicos en parte de esta sierra y, con base en correlaciones estratigráficas y datos paleomagnéticos, Vázquez-Sánchez y Jaimes-Palomera (1989) propusieron una edad del Plioceno-Pleistoceno para algunos derrames de lava ubicados en el complejo Tláloc-Telapón. Igualmente, García-Palomo et al. (2002) aportaron datos estratigráficos y estructurales para el volcán Tláloc. Recientemente se obtuvieron fechamientos de radiocarbono (fragmentos de madera carbonizada) en el rango de 37,000 a 23,000 años para eventos piroclásticos cuyos productos se localizan en las porciones noroccidental y oriental del volcán (Huddart y González, 2004; Rueda et al., 2006; Meier et al., 2007; Hernández-Javier, 2007). En cuanto al estratovolcán Telapón, no se han llevado a cabo estudios geológicos detallados, a pesar de su cercanía con el Valle de México y de tratarse de un volcán altamente explosivo, que ha arrojado importantes volúmenes de productos piroclásticos a sus laderas.

El presente trabajo ofrece una descripción detallada de las unidades de lava, domos y depósitos piroclásticos asociados a dicho volcán y presenta sus principales características petrográficas, estratigráficas (aportación de cinco nuevas edades K-Ar obtenidas de la matriz afanítica de rocas volcánicas) y geoquímicas de roca total, para entender su evolución y contribuir al entendimiento de la historia magmática de la Sierra Nevada, dentro del contexto del desarrollo de la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM).

MARCO GEOLÓGICO

La FVTM es considerada como un arco magmático continental, con una dirección preferencial E-W, que se extiende por cerca de 1,000 km desde el Océano Pacífico hasta el Golfo de México (Gómez-Tuena et al., 2005 y  Se ha relacionado con la subducción de las placas oceánicas Cocos y Rivera por debajo de la placa de Norteamérica, a lo largo de la Trinchera Mesoamericana  El estratovolcán Telapón se localiza en la porción norte de la Sierra Nevada, a una distancia de 60 km de la Ciudad de México, dentro del sector oriental de la Faja Volcánica Transmexicana . El Complejo Tláloc-Telapón, junto con las estructuras del Iztaccíhuatl y Popocatépetl forman el límite entre las cuencas de Puebla-Tlaxcala al oriente y la de México al occidente.

GEOLOGÍA DEL ESTRATOVOLCÁN TELAPÓN

Las características geológicas de los volcanes Tláloc y Telapón han sido poco estudiadas y no existe un mapa geológico detallado de éstos. Schlaepfer (1968) se refirió a las rocas de la región de Río Frío como secuencias de coladas de lava. Mientras que Vázquez-Sánchez y Jaimes-Palomera (1989) propusieron que flujos de lava y depósitos de flujos piroclásticos, derivados del Tláloc y del Telapón tendrían edades pleistocénicas (entre 0.6 y 0.7 Ma), según datos estratigráficos y paleomagnéticos publicados por Mooser et al. (1974).

Basado en el análisis de fotografías aéreas (escala 1:37,500) y descripciones estratigráficas efectuadas en campañas de trabajo de campo, se elaboró el mapa geológico del volcán Telapón mostrado en la  La columna estratigráfica mostrada en la Figura 2 fue propuesta con base en las edades obtenidas de cinco flujos de lava por el método K-Ar y la posición estratigráfica que guardan las diferentes unidades volcánicas en campo. Se han reconocido dos grandes eventos eruptivos representados por diversas unidades litológicas informales, agrupadas en Evento Volcánico Inferior y Evento Volcánico Superior. Dicha división se basa en las edades obtenidas y en la composición petrográfica predominante. El Evento Volcánico Inferior tiene edades de 1.03 ± 0.02 a ca.0.65 Ma, con una composición de andesita y dacita y se ha dividido en ocho diferentes unidades. El Evento Volcánico Superior tiene edades de ca.0.65 Ma a ca.35,000 años y presenta una composición de dacita y riolita, y se dividió en ocho unidades de flujos de lava y depósitos piroclásticos. Enseguida se presenta una descripción de las principales unidades identificadas y sus características.

El relieve del volcán Telapón va de 2,400 a 4,060 m s.n.m. Así, los cerros más altos son las estructuras dómicas Yeloxóchitl, La Sabanilla, La Grupera, Xaltzipizila, Los Potreros y el último evento lávico dacítico de la cima del volcán Telapón que presentan una morfología suave y redondeada (Figura 2)

Domo Riodacítico Tlatelpa (Pdr)

Se identificó un domo de composición félsica localizado al NW del poblado de Río Frío (Figura 2), el cual tiene una altura aproximada de 220 m por arriba del valle de Río Frío y está cubierto parcialmente por el último evento lávico del Telapón. Presenta textura porfídica hipocristalina con fenocristales de oligoclasa-andesina (26% modal), cuarzo anédrico (5%), minerales opacos (5%),

biotita subédrica (3%) y hornblenda con inclusiones y bordes de óxido de Fe y Ti (1%), todos en una matriz microcristalina a criptocristalina félsica (intercrecimiento de feldespato y cuarzo). La roca se clasificó como riodacita, la cual presenta una ligera alteración a clorita, arcilla y óxidos de Fe debida a la posible acción de procesos hidrotermales sobre los ferromagnesianos y feldespatos, lo que le da un tono verdoso al afloramiento.

Este domo presenta escasos enclaves de 3 mm a 15 cm de diámetro, con texturas afaníticas, de composición dacítica que no muestran contornos "quemados". Por su posición estratigráfica, así como sus características mineralógicas y geoquímicas contrastantes con las demás lavas de la región se consideró un evento independiente del volcán Telapón. Estas rocas se emplazaron probablemente durante el Plioceno.

Evento Volcánico Inferior

Está compuesto por ocho unidades de lava que afloran en los flancos SW y NE del volcán Telapón (Figura 2), las cuales generalmente se encuentran por debajo de la cota de los 3,200 m s.n.m., en pequeños remanentes aislados en la zona. Una característica importante de las rocas de este evento volcánico es la presencia de enclaves con texturas fanerítica fina a afanítica, de composición andesítico basáltica, cuyas dimensiones varían desde milímetros hasta cerca de 30 cm. Las unidades volcánicas se mencionan a continuación de la más antigua a la más joven.

Izta y Popo desde el volcán Telapon en Texcoco Estado de México

En el fondo de la cañada Tecalco, localizada al suroeste del volcán, se identificó un flujo de lava de color gris oscuro que aflora a lo largo de 2 km. Esta lava presenta un aspecto masivo y denso, con un espesor de 15 a 30 m, y una textura afanítica con escasos fenocristales de plagioclasa y minerales ferromagnesianos (piroxeno y escasa hornblenda). La parte basal del afloramiento presenta estructuras de exfoliación por intemperismo en "hojas de cebolla", mientras que la parte superior tiene estructuras de enfriamiento y deslizamiento en lajas subhorizontales. Una muestra de esta lava se fechó por el método K-Ar (muestra TL-74) y se obtuvo una edad de 1.03 ± 0.02 Ma (Tabla 1).

borde de la Cañada de Tecalco, entre los cerros Huiluapan y Los Potreros.

Se localizan al oeste del volcán y al este del poblado de San Francisco Acuautla (Figura 2). La Andesita Francisco Acuautla está formada por afloramientos aislados de coladas de lava de color gris medio a oscuro, con estructura masiva y en bloques, con espesores que varían de 10 a 15 m. Las texturas son porfídicas a afaníticas con algunos fenocristales de plagioclasa incluidos en una matriz fina de microlitos y vidrio, ligeramente argilitizado. Se pueden observar también escasos xenocristales de olivino y cuarzo con coronas de reacción de clinopiroxeno. Es difícil establecer su posición estratigráfica debido a su pobre exposición y cobertura compuesta por depósitos piroclásticos y de lahar.

El cerro La Mesa está formado por una colada de lava, la cual está cubierta por depósitos de lahar y suelo. Se trata de una estructura semicircular con una altura aproximada de 140 m con respecto a los valles circundantes. En su base se presentan lavas en bloques, con espesor aproximado de 80 m, bandeamiento por flujo de color gris claro a gris oscuro y textura porfídica con fenocristales de plagioclasa, hornblenda, mica y piroxeno, dentro de una matriz afanítica que presenta textura fluidal. Se desconocen sus relaciones estratigráficas con otras unidades por estar cubiertas de lahar y suelo.

En el cerro la Sabanilla, las lavas dacíticas muestran diaclasamiento vertical debido a efectos de enfriamiento (Figura 3b), lo cual se puede asociar con la existencia de un posible cuello volcánico. También existen lavas dacíticas con bandeamiento subhorizontal que indica la dirección de flujo, y diaclasas en la misma dirección. Las lavas presentan coloraciones de gris medio a oscuro con tintes anaranjados y rosados debidos al efecto de intemperismo, y texturas porfídicas con fenocristales de feldespato y anfíbol, dentro de una matriz afanítica moderadamente alterada a minerales arcillosos. Existen escasos enclaves con tamaños desde milímetros hasta varios centímetros, distribuidos de manera aleatoria y de composición de andesita basáltica. El espesor observado de las lavas varía entre 40 y 100 m, pero puede alcanzar hasta 400 m de acuerdo con observaciones hechas en las barrancas que cortan a los cerros.

Los cerros Xaltzipizila y Cabeza de Toro presentan flujos de lava con bandeamiento de flujo de color gris medio a oscuro y tintes rojizos, así como diaclasamiento con dirección SW-NE. Los espesores de las lavas varían de 30 a 100 m y tienen texturas porfídicas con fenocristales de feldespato y anfíbol moderadamente alterados, dentro de una matriz fina gris medio ligeramente alterada.

Con base en el reconocimiento de campo, se considera que estas estructuras dómicas y lavas asociadas fueron formadas en diferentes etapas o períodos durante la evolución temprana del volcán Telapón.

Este flujo dacítico se ubica al WSW de la cima del volcán y se extiende hacia el oeste del Cerro Huiluapan, por una distancia de aproximadamente 4 km. Está delimitado por las cañadas Tecalco hacia el sur y El Pastor hacia el norte, y se encuentra cubierto parcialmente por depósitos de lahar y suelo. En un afloramiento localizado a 5 km al sureste del poblado de Coatepec, se identificaron bloques de una lava masiva de color gris claro y textura porfídica , la cual alcanza espesores entre 6 y 8 m. Presenta abundantes fenocristales de plagioclasa, y anfíbol de hasta 1 cm de largo, y fenocristales de piroxeno en una matriz afanítica cristalina de color gris. Presenta enclaves de andesita basáltica.

Este flujo dacítico se ubica al WSW de la cima del volcán y se extiende hacia el oeste del Cerro Huiluapan, por una distancia de aproximadamente 4 km. Está delimitado por las cañadas Tecalco hacia el sur y El Pastor hacia el norte, y se encuentra cubierto parcialmente por depósitos de lahar y suelo. En un afloramiento localizado a 5 km al sureste del poblado de Coatepec, se identificaron bloques de una lava masiva de color gris claro y textura porfídica , la cual alcanza espesores entre 6 y 8 m. Presenta abundantes fenocristales de plagioclasa, y anfíbol de hasta 1 cm de largo, y fenocristales de piroxeno en una matriz afanítica cristalina de color gris. Presenta enclaves de andesita basáltica.

El cerro Los Potreros, es un volcán con una altura de 3,610 m s.n.m., que se localiza al SW del volcán Telapón. Está formado por flujos de lava en bloques de composición dacítica, de color gris claro. Los flujos se presentan en grandes bloques y peñascos que afloran en su cima y a lo largo de la cañada El Quesero. Estos flujos sobreyacen a la Andesita Los Potreros y al Flujo Andesítico no-diferenciado, pero subyacen a la Dacita Vítrea Telapón. Las lavas dacíticas fluyen de norte a sur (Figura 2) y alcanzan una distancia aproximada de 4 km. Presentan una textura porfídica con abundantes fenocristales de plagioclasa y anfíbol, y escasos cristales de piroxeno y biotita dentro de una matriz fina. En estos flujos se observan enclaves con textura fanerítica fina de andesita basáltica.

En la localidad Llano de Tula y sobre algunas partes de las cimas del Tláloc y Telapón, se identificó la presencia de un delgado horizonte de un depósito de pómez de color ocre, de granulometría fina (pómez andesítica con tamaños de partícula de 3 mm), con un espesor estimado de 10 cm. Este horizonte no se encuentra consolidado y se presenta en escasos afloramientos discontinuos ya que la mayoría se ha erosionado. Las características granulométricas y petrográficas de este depósito de caída de pómez ocre permiten asociarlo con eventos volcánicos producidos por el Popocatépetl hace ca. 5,000 años (Pómez Ocre en Siebe et al., 1996 y Arana-Salinas et al., 2010). La presencia de estos depósitos de pómez de caída, derivados de otras estructuras volcánicas de la Sierra Nevada, es un testigo de la actividad reciente del área, cuyos productos se dispersaron hacia el norte y noroeste.

La unidad cartografiada como aluvión se encuentra en valles intermontanos como Llano Grande, el Guarda, Río Frío, Llano de Tula, Manantiales y Llano de Tlalocto. Se compone de materiales volcánicos intemperizados y ligeramente transportados por agentes fluviales asociados a arroyos locales. Estos materiales tienen tamaños de arena a arcilla, de color pardo claro a oscuro y moderadamente consolidados. El origen de los materiales intemperizados y ligeramente transportados se puede asociar predominantemente con los productos volcánicos del Telapón. Sin embargo, también pueden contener material fragmentario derivado de erupciones volcánicas vecinas recientes, como es el caso de eventos de pómez ocre derivados del Popocatépetl y mencionado en secciones anteriores.

En la Figura 4 se presenta un esquema del posible desarrollo de la actividad volcánica del volcán Telapón. Esta actividad se dividió en tres etapas sucesivas. La primera etapa ocurrió entre 1.03 y ca. 0.650 Ma, y produjo diferentes estructuras dómicas y flujos de lava de composición predominantemente andesítica. Durante la siguiente etapa, entre ca.0.650 y 0.274 Ma, continuó la formación de diferentes estructuras volcánicas dómicas y se emplazaron flujos de lava de composición dacítica. Al final de esta etapa ocurrió la erupción efusiva de la Dacita Vítrea Telapón que cubre la cima del estratovolcán. La última etapa volcánica identificada se produjo probablemente hace menos de 0.274 Ma y formó importantes depósitos piroclásticos de bloques y cenizas que ocupan las laderas y cañadas del volcán Telapón. Esta actividad explosiva pudo haberse extendido hasta hace aproximadamente 35,000 años, según datos obtenidos por Cornwall (1971).

La Figura 9 presenta el diagrama multielemental para las muestras analizadas, normalizado con respecto al manto primitivo de Sun y McDonough (1989). Los elementos traza muestran patrones muy similares: enriquecimiento de elementos del tipo LIL, como Cs, Rb, Ba, y K, así como del Pb, respecto a los elementos de alto potencial iónico (HFS) y los elementos de las Tierras Raras (REE) pesadas: Dy, Y, Yb y Lu. Esto es característico del magmatismo asociado a zonas de subducción (Pearce, 1983; Hawkesworth et al., 1993). La Dacita Vítrea Telapón presenta el mayor enriquecimiento en elementos de tipo LIL, lo cual es relativamente común en rocas asociadas con procesos de cristalización fraccionada. El patrón multielemental para el Domo Riodacítico Tlatelpa es ligeramente diferente en comparación a las demás muestras. Este domo presenta un ligero empobrecimiento de los elementos de las Tierras Raras pesadas, pero enriquecimiento en Sr. Esto podría ser una prueba de que la fuente magmática que lo produjo debe ser diferente. La muestra de pómez presenta un patrón parecido al grupo principal de lavas, pero con anomalías mucho más importantes (no mostradas aquí). Esto probablemente se debe a que son fracciones muy diferenciadas (riolita).

Los estudios geológicos y estratigráficos realizados, y cinco nuevas edades K-Ar, obtenidas de flujos de lava del volcán Telapón, permiten proponer la sucesión de eventos volcánicos ocurridos en la parte norte de la Sierra Nevada, de la siguiente manera: sobre una secuencia sedimentaria mesozoica, identificada en el subsuelo de la Cuenca de México (datos de pozos de PEMEX en Vázquez-Sánchez y Jaimes-Palomera, 1989), se emplazaron discordantemente unidades volcánicas del Neógeno. En la base NW del volcán Tláloc se fechó por el método K-Ar un flujo de lava andesítico, cuya edad es de 13.22 ± 0.22 Ma (Matriz afanítica; Martínez-Serrano información inédita), lo cual indica que rocas volcánicas del Neógeno existen bajo las estructuras del Tláloc y Telapón. Esta edad es contemporánea a la primera de dos fases volcánicas propuestas por García-Palomo et al. (2002) y López-Hernández (2009) para el campo volcánico de Apan, ubicado al NE de los volcanes Tláloc y Telapón: primera fase entre 13.4± 0.6 y 12.6±0.4 Ma, y segunda fase entre 2.1±0.6 y 1.5±0.49 Ma. Posiblemente, sobre estas unidades antiguas se emplazaron los eventos del volcán Telapón que iniciaron a ca.1.03±0.02 Ma y continuaron hasta hace ca.35,000 años, de acuerdo con las edades de K-Ar obtenidas en este trabajo y datos de 14C disponibles.

En la Figura 11 se presenta, de manera esquemática, los rangos de edades obtenidas por diversos autores y en este trabajo para lavas y depósitos piroclásticos pertenecientes al volcán Popocatépetl, al complejo volcánico Iztaccíhuatl y a los volcanes Tláloc y Telapón. La mayoría de estas edades fueron obtenidas por el método K-Ar (roca total, feldespato y matriz afanítica) y para los eventos más recientes se utilizó ¹⁴C. En los volcanes Tláloc y Telapón se tienen rangos de actividad de de 1.8 Ma a 38,000años y de 1.03 Ma a 16,000 años, respectivamente (Huddart y González, 2004; Meier et al., 2007; Hernández-Javier, 2007; Cadoux et al., 2011). Para el Complejo Volcánico Iztaccíhuatl, de acuerdo con Nixon (1989), se tiene un rango de actividad que va de 0.90±0.07 Ma a 80,000 ± 20,000 años. Este autor, además, infiere que las unidades más viejas tendrían edades de ca.1.7 Ma, mientras que las más jóvenes, como el domo El Papayo, puede tener una edad inferior a 12,000 años, ya que sobreyace a depósitos glaciares de esta edad. Para el caso del Popocatépetl se tiene un rango de edades del vulcanismo que varía de ca.730,000 años (datos paleomagnéticos) hasta el presente (Robin, 1984; Robin and Boudal, 1984, 1987; Conte et al., 2004; Siebe and Macías, 2006). Sosa-Ceballos (2006) obtuvo una edad de 1.72±0.3 Ma (K-Ar) para una muestra de roca volcánica de la secuencia inferior del Popocatépetl (muestra NEX-1). A pesar de que existen algunas lagunas de información sobre edades de las rocas más antiguas del Popocatépetl y del complejo volcánico Iztaccíhuatl, con la información actual se puede proponer que dicha actividad volcánica apareció ligeramente más temprano en la parte norte de la Sierra y un poco más tarde en la parte sur, y a partir de entonces se generalizó en toda la Sierra hasta el Pleistoceno Superior-Holoceno. Tradicionalmente, se había propuesto, con base en descripciones geomorfológicas, edades K-Ar de algunas lavas de la Sierra Nevada y datos paleomagnéticos obtenidos por autores como Vázquez-Sánchez y Vázquez-Palomera (1989) y Mooser et al. (1974), que existió una migración del vulcanismo de norte a sur. Se argumentaba que la actividad del volcán Tláloc se produjo durante el Plioceno y terminó antes de que se iniciara en el Iztaccíhuatl, y posteriormente en el Popocatépetl. Sin embargo, existe actualmente suficiente evidencia geocronológica que permite mostrar que no existió tal migración, sino que la construcción de las estructuras volcánicas de la Sierra Nevada ocurrió en muchos casos de manera simultánea. Todavía es necesaria la obtención de más edades de las unidades de roca de esta sierra para corroborar su contemporaneidad.

Una característica particular de la Sierra Nevada es su alineación N-S, que contrasta con la alineación E-W de los volcanes en los campos volcánicos monogenéticos vecinos como la Sierra Chichinautzin. La alineación y posición de los volcanes existentes en esta región permiten inferir la presencia de estructuras en la corteza, las cuales son contrastantes entre ellas. Para el caso del campo volcánico de la Sierra Chichinautzin se ha propuesto la existencia de un sistema distensivo que posiblemente dio origen a fallas E-W y permitió la formación de dicho campo (García-Palomo et al., 2000). Mientras que en la Sierra Nevada se puede inferir la existencia de estructuras orientadas casi norte-sur y la presencia de otras estructuras que cortan a las primeras y que permitieron la formación de los grandes estratovolcanes. Por ejemplo, el campo volcánico de Apan está asociado a fallas normales con orientación 30° NE (García-Palomo et al. 2002), las cuales cruzan por la parte norte de la Sierra Nevada y se pueden proyectar en la cima del volcán Tláloc. Es probable que la intersección de estructuras ~N-S y NE-SW permitieron la formación de los estratovolcanes de la parte norte de la Sierra Nevada. En el trabajo gravimétrico regional realizado por Rodríguez-Sandoval (2003), se infirió la existencia de estructuras orientadas NE-SW bajo los volcanes Tláloc y Telapón que se correlacionan con las existentes en Apan. Este mismo autor señaló que entre los volcanes Popocatépetl e Iztaccíhuatl, y entre éste y el Telapón existen máximos gravimétricos que se pueden asociar con posibles estructuras volcánicas antiguas sepultadas, cuyas características físicas, al menos superficiales, serían diferentes a las de los volcanes actuales de la Sierra Nevada.

volcan el teyolt. es parte del volcan iztaccihuatl

El volcán Telapón presenta extensos flujos de lava con grandes espesores (e.g., lavas Qvt y Qdp), lo cual le da a este volcán una estructura particular. De manera general, se considera que el vulcanismo de composición dacítica-riolítica es predominantemente explosivo debido a su alta viscosidad (Schmincke, 2004). Sin embargo, existen trabajos en los que se han identificado lavas silícicas con alta viscosidad que pueden producir flujos relativamente extensos (Manley, 1992; Cas and Wright, 1992; Schmincke, 2004). Hellwig (2006) realizó estudios sobre lavas dacíticas, en las cuales observa que la viscosidad es afectada por efectos de la temperatura, el contenido de agua y el contenido de flúor o volátiles (H, CO₂, y Cl) presentes en la cámara magmática. Manley (1992) estimó, mediante modelos numéricos, que flujos de lava riolíticos de varias decenas de metros de espesor (100-300 m) pueden tardar en enfriarse varias décadas y entonces desplazarse lentamente a una velocidad de 0.5 a 2.5 km/año. El espesor y área que ocupa la Dacita Vítrea Telapón (Qvt), así como sus características texturales, son similares a las descritas en los trabajos citados, lo cual explicaría que esta dacita haya recorrido una distancia de ~5 km a partir de la cima. En el futuro sería conveniente efectuar estudios reológicos sobre esta dacita vítrea con el fin de estimar las variables fisicoquímicas que permitieron que fluyera varios kilómetros.

La morfología de la Sierra Nevada se caracteriza en su sector sur por presentar volcanes de composición predominantemente andesítica-dacitica, los cuales muestran grandes relieves: el complejo volcánico Iztaccíhuatl con sus 5,230 m s.n.m. está formado por abundantes y extensos flujos de lava, domos y menores depósitos piroclásticos (Nixon, 1989), que fueron emplazados a través de estructuras volcánicas alineadas en dirección NNW-SSE. Por su parte, la estructura cónica del volcán Popocatépetl (5,452 m s.n.m.) produjo en los últimos 22,000 años diversos depósitos piroclásticos y menores flujos de lava de composición intermedia, emplazados mayoritariamente en sus alrededores (Siebe and Macías, 2006). Esto contrasta con el sector norte de la sierra, donde los volcanes Tláloc y Telapón presentan abundantes lavas, domos y depósitos piroclásticos de composición dacítica predominante a riolítica, los cuales produjeron una morfología redondeada y de relativamente baja altitud (4,120-4,060 m.s.n.m).

Por otra parte, con el fin de obtener información sobre el tipo de fuente magmática de la que se originaron las rocas del volcán Telapón, se calculó la relación La/Yb para muestras pertenecientes a los volcanes Popocatépetl (datos de Schaaf et al., 2005) y Telapón (presente estudio). En este cálculo únicamente se incluyeron las rocas que presentaban números de magnesio (Mg#) mayores a 55, lo que permite asegurar que son las menos diferenciadas. Los resultados de La/Yb parecen mostrar un incremento con respecto a la latitud en la Sierra Nevada. En el Popocatépetl se tiene una variación La/Yb de 8 a 13 con una moda de 9, mientras que para el volcán Telapón, la misma relación estaría entre 9 y 15, con una moda de 12. Estas ligeras diferencias en los valores podrían indicar que los magmas de la parte norte se produjeron en una zona más profunda en comparación con la parte sur. Los magmas producidos en la parte sur, probablemente salieron de una fuente libre de granate en el manto, como lo proponen Schaaf et al. (2005) para el Popocatépetl. En tanto que, en el norte, la relación de estos REE indicaría la existencia de una fuente más profunda con presencia de granate residual. En este sentido, con el fin de establecer el tipo de fuente magmática de la cual surgieron los magmas, en la Figura 14 se presentan las variaciones de Nb con respecto a la relación Ba/Nb. Se puede distinguir que las rocas de la mayoría de los volcanes de la Sierra Nevada presentan valores relativamente altos de Ba/Nb (de 40 a 100), a bajos valores de Nb (de 3 a 11 ppm), los cuales indicarían una fuente del manto empobrecido, con una fuerte influencia de elementos incompatibles de radio iónico grande (LIL) aportados por fluidos de la placa en subducción. La única parte contrastante en esta figura, son las muestras de la Dacita Vítrea Telapón, que presentan los valores más altos de Ba/Nb (entre 100 y 130), los cuales pueden sugerir la intervención de procesos de asimilación cortical en su formación. Estos procesos serán comprobados en el futuro mediante estudios isotópicos de Sr y Nd.

CONCLUSIONES

El estratovolcán Telapón está formado por domos, flujos de lava y depósitos piroclásticos emplazados a partir de diversos conductos ligados a una fuente común y cuya composición predominante es dacítica a riolítica, con menores unidades andesíticas. El vulcanismo se inició hace 1.03 Ma y continuó hasta hace ~35,000 años, de manera contemporánea con los demás eventos de la Sierra Nevada. Existe una evolución en la composición litológica de andesita a dacita - riolita que puede ser explicada por procesos predominantes de cristalización fraccionada y modificada por procesos de mezcla de magmas y asimilación cortical dentro de una cámara magmática zonificada. Las características geoquímicas mostradas por todas las rocas del volcán Telapón permiten inferir una fuente magmática homogénea situada en la cuña del manto, la cual fue modificada por fluidos aportados por la deshidratación de los sedimentos subducidos.

Existen ligeras variaciones petrográficas y geoquímicas para las rocas emplazadas en los diferentes volcanes de la Sierra Nevada, las cuales pueden ser explicadas a través de diferencias existentes en la fuente magmática de cada volcán y a la diferente interacción de los magmas con la corteza continental en cada cámara magmática.

Los resultados geocronológicos y petrológicos obtenidos en el presente estudio indican que la actividad volcánica a lo largo de la Sierra Nevada se ha mantenido constante desde hace ~1.8 Ma hasta el presente, con una composición más silícica y relativamente más explosiva hacia su parte norte. Esto podría representar un riesgo geológico relativamente alto para los habitantes de las cuencas de México y de Puebla-Tlaxcala.

por que son Estratovolcán

Un estratovolcán es un tipo de volcán cónico y de gran altura, compuesto por múltiples capas de lava endurecida, piroclastosalternantes (surgidos por una alternancia de épocas de actividad explosiva y de corrientes de lava fluida) y cenizas volcánicas. Estos volcanes están caracterizados por un perfil escarpado y erupciones periódicas y explosivas. La lava que fluye desde su interior es altamente viscosa y se enfría y endurece antes de que pueda llegar lejos. La fuente de magma de estas montañas está clasificada como ácida o alta en sílice, con presencia de riolita, dacita y andesita. Muchos estratovolcanes exceden los 2.500 metros de altitud.

Aunque a veces se les denomina volcanes compuestos, los vulcanólogos prefieren utilizar el término estratovolcán para establecer una distinción, debido a que todos los volcanes, sean del tamaño que sean, presentan una estructura (de capas) compuesta, esto es, se desarrollan sobre los materiales de sucesivas erupciones.

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