Algunos de los volcanes del noreste de México

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José Jorge Aranda Gómez*

CIENCIA UANL / AÑO 20, No. 85, julio-septiembre 2017

Cuando pensamos en volcanes, a todos nos vienen a la mente montañas cónicas que arrojan vapor y material incandescente por su cima. Para los mexicanos, las imágenes usuales de volcanes son las del Popo, el volcán de Colima o el Paricutín. Esto no debe sorprendernos, porque los dos primeros son en México los que de manera recurrente tienen actividad y aparecen frecuentemente en los noticieros y periódicos. Con relación al Paricutín, todos los mexicanos crecimos leyendo en los libros de texto gratuito acerca de su nacimiento en la milpa de un campesino michoacano y con la imagen de la iglesia de San Juan Parangaricutiro parcialmente sepultada por un derrame de lava. Por otro lado, muchos estamos conscientes de la existencia de otros volcanes en el centro del país, pero que dentro de nuestro lapso de vida han permanecido sin actividad (como el Nevado de Toluca y el Iztaccíhuatl) y que tienen un aspecto que en mayor o menor grado se aparta de forma de cono truncado ideal que ligamos con los volcanes activos.

El origen de los volcanes está íntimamente ligado a la interacción entre las placas tectónicas en que se divide la litósfera terrestre, que es la capa sólida y rígida más externa del planeta. Una buena parte de la actividad volcánica terrestre permanece oculta a nuestros ojos ya que se concentra a lo largo de cadenas de montañas submarinas ubicadas en la parte media de los océanos, entre los continentes. Esas cadenas o dorsales oceánicas (figura 1) representan aquellos sitios en donde dos placas tectónicas se alejan una de otra permitiendo la generación, ascenso de lavas hasta la superficie y formación de piso oceánico nuevo, que es siempre de origen volcánico.

Otros sitios en donde los volcanes tienden a formar cadenas que se prolongan a veces por miles de kilómetros es cerca de aquellos lugares en los que dos placas “chocan”, causando que una de ellas, la menos densa, se “suba” en la otra, que se hunde hacia el interior de la Tierra, fenómeno al que llamamos subducción y que es evidenciado en el fondo marino por hendiduras profundas (hasta 11,000 m debajo del nivel del mar) conocidas como fosas oceánicas (figura 1) y por cadenas de volcanes que emergen del mar como islas o se construyen en los continentes sobre rocas más antiguas. Un tercer sitio en donde se presentan los volcanes es lejos de los bordes de las placas. El mejor ejemplo de volcanes de intraplaca son las islas de Hawaii.

Los tres volcanes mexicanos mencionados antes tienen algo en común: todos ellos están ubicados dentro de una cadena de montañas, algunas de forma cónica y otras no tanto, que se extiende en dirección Este a Oeste, desde la costa del Pacífico hasta el Golfo de México y que llamamos el Eje Neovolcánico (EN, figura 1). Sin duda, por la presencia de varios volcanes históricamente activos, el Eje es el principal referente de una cadena o arco volcánico para los mexicanos, aunque hay otras tan extensas e importantes como la Sierra Madre Occidental, sólo que en ésta los volcanes son considerablemente más antiguos (más de 20 y hasta 45 millones de años), están extintos y su forma característica ya no es evidente. El Eje y la Sierra Madre Occidental deben su origen al fenómeno de subducción a lo largo de fosas oceánicas que están (Eje Neovolcánico) o estuvieron (Sierra Madre Occidental) frente a las costas del Pacífico mexicano. Visto a nivel global, el Eje forma parte del Cinturón de Fuego del Pacífico, una cadena de volcanes activos y durmientes que bordea al Océano Pacífico, desde Tierra de Fuego hasta Nueva Zelanda, pasando por Alaska y Japón.

El título de este artículo resulta atractivo porque la región noreste de México está a cientos de kilómetros del Eje Neovolcánico y de la fosa de Centroamérica y no es común oír hablar de volcanes ubicados en Coahuila, Nuevo León, Tamaulipas y la porción oriental de San Luis Potosí (figura 1), pero los hay, y algunos de ellos son, en términos geológicos, relativamente jóvenes (¡de menos de 28 millones de años!) lo que es muy poco en comparación con la edad de nuestro planeta de 4,600 Ma. De hecho, algunos de los volcanes del noreste pueden ser del Cuaternario (más jóvenes de 2 Ma) y contemporáneos con algunos de los volcanes inactivos ubicados en el Eje Neovolcánico.

En el mapa de la figura 1 se muestra en rojo la ubicación de los volcanes del noreste de México que se describen brevemente en este artículo y se anota la edad conocida o supuesta para algunos de ellos en Ma. De estos volcanes en rojo, los más jóvenes (< 5 Ma) se cree que son de intraplaca y los más antiguos (> 28 Ma) se formaron debido al fenómeno de subducción.

Figura 1. En la región ubicada al norte del Eje Neovolcánico (EN) existe un gran número de volcanes. Sus productos (lavas y material piroclástico) comparten una composición química semejante, pero los más antiguos han sido interpretados como asociados al fenómeno de subducción, mientras que los más jóvenes se consideran de intraplaca. En el mapa se muestran en rojo los volcanes descritos brevemente en el texto. Cabe recalcar que en algunos sitios existen campos volcánicos antiguos y jóvenes prácticamente sobrepuestos. Este es el caso de la sierra de San Carlos. La figura fue simplificada de (Aranda-Gómez et al., 2005)

Los volcanes, como cualquier otro elemento del paisaje (montañas, ríos, valles, entre otros) están, con el transcurso del tiempo, sujetos a modificaciones profundas debido a procesos geológicos como la erosión, que ha estado activa durante la mayor parte de la historia de nuestro planeta. Aunque los cambios en el paisaje usualmente son tan lentos que no podemos percibirlos en el transcurso de nuestras vidas, a través de lo que llamamos “el tiempo geológico” (cientos de miles o millones de años o más) las montañas cónicas que muchas veces, pero no siempre, son la expresión superficial de los volcanes pueden desaparecer por completo, quedando expuesto sólo el conducto por el que llegó la lava (roca fundida mezclada con gases y algo de agua provenientes del interior de la tierra) a la superficie cuando el sistema volcánico estaba activo (por ejemplo, la península de Baja California se separa del resto de México a una velocidad de unos cuantos cm/año, que multiplicado por el lapso de 6 a 10 Ma que es el tiempo en que ha estado llevando a cabo la separación, es suficiente para explicar la distancia entre Puerto Vallarta y Los Cabos de aproximadamente 450 km; Umhoefer, 2011).

Invariablemente, los conductos de los volcanes inactivos están rellenos de lava sólida que se formó al finalizar la última erupción del volcán en cuestión. Entonces, en sitios profundamente erosionados, es posible ver rocas y estructuras que se enfriaron lentamente debajo de la superficie, que representan la parte interna del volcán antiguo y son conocidos como cuellos volcánicos. Todos los ejemplos más notables de este tipo de estructuras en el noreste de México están situados en Tamaulipas y son el Bernal de Horcasitas (figura 2), ubicado a sólo 38 km al este de Ciudad Mante; el cerro Clementina (figura 3), a 20 km al sureste de Llera de Canales, y el cerro El Apóstol, ubicado a corta distancia al norte de la sierra de San Carlos. Sin lugar a dudas, el Bernal de Horcasitas es el cuello volcánico más espectacular de los tres mencionados, ya que se eleva más de 600 m sobre el terreno plano que lo rodea, teniendo una parte central rodeada por paredes casi verticales de 300 m de alto. Las alturas de los cerros La Clementina y El Apóstol, de 140 y 70 m, y el diámetro de sus bases son considerablemente menores, pero su presencia en el paisaje no deja de ser impresionante.

Figura 2. El Bernal de Horcasitas visto desde el noroeste. Los vestigios del volcán consisten en una plataforma ancha, burdamente circular, de unos 7 km de ancho. En el centro de la estructura se yergue un cuerpo limitado en algunos lados por paredes casi verticales, el cuello volcánico. La cima del Bernal alcanza una altura de más de 800 m sobre el nivel del mar y en días claros puede verse desde la costa del Golfo de México (fotografía por jcamador, 2015, publicada en http://static.panoramio.com/photos/large/116459459.jpg)

Figura 3. Una vista de los volcanes de intraplaca cercanos a Llera de Canales. En la parte central se pueden observar dos cuellos volcánicos y detrás de ellos montañas con forma de mesas, que deben su forma particular a la presencia de derrames de lava en su cima (fotografía de Jorge Díaz Henry, 2008, publicada en: http://static.panoramio.com/photos/large/9439351.jpg).

A unos 6 km al sureste de Sabinas (Coahuila) se encuentra la Sierra de Santa Rosa, que es un rasgo orográfico alargado con rumbo noroeste, que cerca de su extremo sur cambia abruptamente de dirección, lo que causa que vista desde el aire tenga una forma que semeja un anzuelo. Del borde NE del extremo meridional de esa sierra surgieron, de una fisura de más de 10 km de largo, hace unos 2 Ma, corrientes de lava que fluyeron pendiente abajo a lo largo del cauce de un afluente del río Sabinas y llegan hasta la vecindad de la población del mismo nombre (figura 4). Otro derrame de lava más corto surgió de una fisura más pequeña (4 km) ubicada en el lado oriental de la punta de la sierra de Santa Rosa. Esas lavas no llegaron hasta la ubicación ahora ocupada por el poblado de Minas de Barroterán. A diferencia de los “bernales” de Tamaulipas, en el borde de la Sierra Santa Rosa la lava no llegó a la superficie de la tierra a través de un conducto central, semejante a un tubo, sino que lo hizo a lo largo de fisuras alargadas. Este tipo de actividad común en otros lugares del mundo, como en Islandia, no es usual en México. Estos dos volcanes se apartan grandemente de nuestra idea de un volcán como una montaña cónica con pendientes pronunciadas. En este caso es posible que cerca de las fisuras se hayan formado conos de escoria pequeños que después fueron removidos por la erosión. En la misma región carbonífera de Coahuila hay varios volcanes centrales (figura 4), conocidos como los cerros Kakanapo Grande, Kakanapo Chico, Agua Dulce, La Peña y El Barril, que son colinas formadas por derrames de lava, con pendientes externas suaves de sólo unos cuantos grados, con bases casi circulares, relativamente amplias (500 m) con relación a sus alturas (entre 170 y 70 m), que semejan escudos invertidos, por lo que en la bibliografía geológica se les conoce como volcanes tipo escudo.

Figura 4. Los volcanes del campo volcánico Las Esperanzas [3], en la región de Sabinas, vistos desde el espacio. A la izquierda se muestra el extremo meridional de la Sierra Santa Rosa (SR) con los volcanes de fisura descritos en el texto. Las ubicaciones aproximadas
de las grietas por las que salió la lava se señalan con líneas amarillas y las flechas señalan el derrame de lava que siguió el cauce de un tributario antiguo del río Sabinas. Al sur de Sabinas (S) se ve un conjunto de escudos de lava continentales formados por los volcanes
Kakanapo Grande (KG), Kakanapo Chico (KC), Agua Dulce (AD) y La Peña (LP). Imagen de satélite modificada de Earthstar Geographic SIO y consultada en http://mvexel.dev.openstreetmap.org/bing/ el 08/11/16.

En el mundo, los volcanes escudo se encuentran en los océanos, siendo las islas de Hawaii el mejor ejemplo. En México tenemos un buen número de escudos de lava continentales en una parte del Eje Neovolcánico, conocida como el Campo Volcánico Michoacán-Guanajuato, pero los ejemplos de Coahuila son notables por sus pendientes externas con ángulos muy bajos y porque cerca del punto de emisión la pila de lava mide sólo 50 m de espesor y en sus orillas el espesor de la lava es de aproximadamente un metro (Valdez-Moreno, 2001).En conjunto, los volcanes de la Sierra Santa Rosa y de Sabinas han sido llamados campo volcánico Las Esperanzas (figura 1) por Valdez-Moreno (2001).

Con seguridad, los volcanes que más se acercan a la forma de cono truncado, con una depresión en su cima (cráter) son aquéllos ubicados alrededor de Villa Aldama (Tamaulipas), que son estructuras semejantes al cono de escoria del Paricutín y que tienen derrames de lava color negro asociados a ellos. En ese mismo campo volcánico del Cuaternario (menos de 2 Ma; Vasconcelos-Fernández y Ramírez-Fernández, 2004), existe al menos un lago-cráter, producto de interacción explosiva del magma con agua posiblemente almacenada en un acuífero somero.

Otro escudo de lava continental que se cree es del Cuaternario (<2 Ma) se encuentra en la parte sudoccidental de Tamaulipas, a 13 km al SW de Ocampo. Ahí, en un valle bordeado por sierras formadas por roca caliza hay un campo de lava extenso, con una superficie áspera –indicativa de una edad joven– parcialmente enmascarada por la densa vegetación subtropical del área. A partir de ese volcán central, similar a los de Sabinas, se formó un derrame de lava muy largo que fluyó hacia el sur a lo largo del cauce de un río antiguo por más de 80 km. El derrame de lava puede observarse en el río El Naranjo, sobre la carretera Ciudad del Maíz-El Mante y cerca de la carretera Valles-Rioverde, aunque en ese último sitio es difícil de distinguir, por ser el afloramiento muy estrecho y delgado, y también por estar cubierto por vegetación.

Conclusión

Con la excepción del Bernal de Horcasitas, los volcanes del noreste de México son, en comparación con los grandes conos compuestos del Eje Neovolcánico, rasgos topográficos muy pequeños. Asimismo, los campos de lava asociados a ellos sólo cubren algunas decenas de kilómetros cuadrados y los volúmenes totales de lava expulsada son modestos, pero en varias de las regiones mencionadas son claramente rasgos distintivos en el paisaje y puntos de referencia para los pobladores de esas regiones. Los volcanes más antiguos, ubicados en la región entre Ciudad Mante y Ébano, así como los volcanes antiguos en la sierra de San Carlos, han sido asociados indirectamente (Aranda-Gómez et al., 2005) al proceso de subducción que sucedió a lo largo de la costa del Pacífico mexicano y que dio origen a la Sierra Madre Occidental, sólo que esos volcanes estaban a una distancia considerablemente mayor, lo que explica la composición química de sus lavas diferente a la Sierra Madre Occidental.

Los volcanes más jóvenes en el noreste de México son ejemplos de volcanes en el interior de una placa continental y la composición de sus lavas es semejante a la de volcanes de la misma edad ubicados en Baja California, Chihuahua, Durango y San Luis Potosí (figura 1). Muchos de ellos tienen formas similares a las de los conos de escoria del Eje Neovolcánico, pero otros son radicalmente distintos, como los volcanes de fisura de la Sierra de Santa Rosa y los escudos de lava continentales de Sabinas y Ocampo.

Finalmente, algunos de los volcanes del noreste de México nos pueden dar una idea de otro proceso geológico importante, que pasa día a día en todas las zonas ubicadas arriba del nivel del mar y que se conoce como erosión. El Bernal de Horcasitas y los volcanes de Llera de Canales, como el Cerro La Clementina, nos permiten estimar el espesor de la capa de rocas que ha sido removido por la erosión. En Llera de Canales el cauce actual del río Guayalejo yace 90 m debajo de la cima de las mesas cubiertas por derrames de lava (figura 3), lo que indica la cantidad de metros en sentido vertical que ha erosionado el río en los últimos cinco millones de años. El Bernal de Horcasitas debió ser un cono de más de 800 m de altura, medidos desde su base, hace 28 Ma. Actualmente tiene expuesto en su parte central un cuello volcánico de 300 m de altura. De nuevo, los fenómenos geológicos, casi imperceptibles en el transcurso de la vida de un hombre, pueden a lo largo de millones de años tener efectos sorprendentes.

Agradecimientos

A lo largo de los años nuestros estudios acerca de los volcanes al norte del Eje Neovolcánico han sido financiados por Conacyt y Papiit. El presente trabajo se desarrolló en colaboración con Jim Luhr y Todd Housh, ambos difuntos. En varios sitios también colaboraron estudiantes de posgrado, uno de ellos citado en el texto.

*Universidad Nacional Autónoma de México

Camput Juriquilla, Querétaro, Qro.

Contacto: jjag@geociencias.unam.mx

 

Referencias

Aranda-Gómez, J.J., et al. (2005). El volcanismo tipo intraplaca del Cenozoico tardío en el centro y norte de México: una revisión. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, LVII(3): 187-22.

Umhoefer, P.J. (2011). Why did the Southern Gulf of California ruptura so rapidly? – oblique divergence across hot, weak lithosphere along a tectonically active margin. GSA Today 21(11) doi: 10.1130/G133A.1

Valdez-Moreno, G. (2001). Geoquímica y petrología de los campos volcánicos Las Esperanzas y Ocampo, Coahuila, México. Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geología. México, D.F., Universidad Nacional Autónoma de México: 104 p.

Vasconcelos-Fernández, J.M., y Ramírez-Fernández, J.A. (2004). Geología y petrología del complejo volcá- nico de Villa Aldama, Tamaulipas. Parte I: Estructuras y litología. CienciaUANL, VII(1): 40-44.