Sopečný komplex Altiplano – Puna - Altiplano–Puna volcanic complex - Wikipedia

Satelitní fotografie středních And, hledící směrem k Argentině
APVC leží ve spodní části obrazu, nad řetězem sopek ve spodní části.

The Sopečný komplex Altiplano – Puna (Španělština: Complejo volcánico Altiplano-Puna), také známý jako APVC, je komplex vulkanických systémů v Puna z Andy. Nachází se v Altiplano oblast, a vysočina ohraničený bolivijcem Cordillera Real na východě a hlavním řetězcem And, Západní Cordillera, na západě. Vyplývá to z subdukce z Nazca Plate pod Jihoamerický talíř. Taje způsobené subdukcí generovaly sopky Andský vulkanický pás včetně APVC. Sopečná provincie se nachází mezi 21 ° J – 24 ° J zeměpisná šířka. APVC zahrnuje země Argentina, Bolívie a Chile.[1]

V Miocén –Pliocén (10-1 mya ), kaldery vybuchl felsic ignimbrites[2] ve čtyřech odlišných pulzech oddělených obdobím nízké úrovně aktivity. Nejméně tři vulkanická centra (Guacha caldera, La Pacana, Pastos Grandes, Vilama ) měl erupce a Index vulkanické expozice (VEI) z 8, stejně jako menší erupční centra.[3] Aktivita klesala po 2 mya, ale dnešní geotermální aktivita a sopky ze dne Holocén, stejně jako nedávné zemní deformace na Uturunku sopka naznačuje stále existující současnou aktivitu systému.

Zeměpis

The Andy pohoří vzniklo subdukcí Nazca Plate pod jihoamerickou deskou a byl doprovázen rozsáhlým vulkanismem. Mezi 14 ° S a 28 ° S leží jedna sopečná oblast s více než padesáti nedávno aktivními systémy, dále jen Centrální vulkanická zóna (CVZ). Protože pozdě Miocén mezi 21 ° jižní šířky a 24 ° jižní šířky ignimbrite provincie tvořila mezi 70 kilometry silnou kůru, sopečný komplex Altiplano-Puna, mezi Atacama a Altiplano. The Toba vulkanický systém v Indonésie a Taupo na Novém Zélandu jsou obdobou provincie.[4] APVC se nachází na jižní náhorní plošině Altiplano-Puna, povrchové náhorní plošině široké 300 kilometrů (190 mil) a dlouhé 2 000 kilometrů (1200 mil) v nadmořské výšce 4 000 metrů (13 000 stop) a leží 50–150 kilometrů (31– 93 mi) východně od sopečné fronty And.[5] Na východě to omezují deformační pásy.[6] Samotné Altiplano tvoří blok, který je geologicky stabilní od doby Eocen; pod oblastí Atacama naopak existuje nedávná extenzivní dynamika a oslabená kůra.[7] Puna má vyšší průměrnou nadmořskou výšku než Altiplano,[8] a některá jednotlivá vulkanická centra dosahují výšek více než 6 000 metrů (20 000 stop).[9] Suterén severní Puny je z Ordovik na Eocen stáří.[10]

Geologie

Fotografie lávového dómu Chao a toků
Lobate proudí z Cerro Chao lávová kupole

APVC generuje subdukce z Nazca Plate pod Jihoamerický talíř v úhlu téměř 30 °. Delaminace kůry došlo pod severní Punou a jižním Altiplanem. Pod hloubkou 20 kilometrů (12 mi) naznačují seismické údaje přítomnost tavenin ve vrstvě zvané zóna nízké rychlosti Altiplano – Puna nebo Tělo Altiplano Puna magma. Regionální variace aktivity na sever a na jih od 24 ° j. Š. Byly připisovány jižně se pohybujícímu subdukci Juan Fernández Ridge. Tato migrace na jih vede ke strmosti subduktující desky za hřebenem dekompresní tavení.[6] Mezi 1: 4 až 1: 6 vyprodukovaných tavenin vybuchne na povrch jako ignimbrites.[6]

Mafický kameny jsou spojeny s poruchy úderu a normální poruchy a nacházejí se v jižní Puně a Altiplanu. Jižní Puna má calc-alkalické andezity vybuchl po 7 mya, s nejméně vyvinul magma je 6,7 mya Cerro Morado a 8–7 m Rachaitský komplex proudí. Čedičový přes shoshonitic (oba 25 a 21 m) do andezitový (pošta-Miocén ) lávy se nacházejí v jižním Altiplanu.[6]

Ignimbrity usazené během erupcí sopek APVC jsou tvořeny erupcemi „vroucími“, kdy komory magmatu obsahující viskózní, na krystalická bohatá těkavě chudá magma jsou částečně prázdné klidným, nevýbušným způsobem. Výsledkem je, že usazeniny jsou masivní a homogenní a vykazují několik charakteristik segregace nebo fluidizace. Tvrdilo se, že takové erupce vyžadují externí spouštěče.[6] Mezi homogenitou produktů erupce a jejich objemem existuje závislost na objemu; velké objemy ignimbritů mají jednotnou mineralogickou a kompoziční heterogenitu. Malý objem ignimbritů často vykazuje gradaci složení. Tento vzorec byl pozorován v jiných sopečných centrech, jako je Fish Canyon Tuff ve Spojených státech a Toba ignimbrites v Indonésie.[11]

Petrologicky jsou ignimbrity odvozeny od dacitický –ryodacitický magmas. Phenocrysts zahrnout biotit, Fe –Ti -oxidy, plagioklas a křemen s menšími apatit a titanit. Northern Puna ignimbrites také obsahují amfibol, a klinopyroxen a orthopyroxen vyskytují se v nízkýchSi magma, zatímco vyšší Si magma také obsahují sanidin. Tyto magmy mají teploty 700–850 ° C (1292–1562 ° F) a pocházejí z hloubek 4–8 kilometrů (2,5–5,0 mil).[6] Ignimbritové se souhrnně označují jako skupiny San Bartolo a Silapeti.[7]

Od miocénu obsahují méně křemičitá magma olivín, plagioklas a klinopyroxen byly vypukly také APVC. Tyto „mafiánské“ magmy tvoří různé monogenetické sopky, inkluze ve více křemičitých magmech a lávových proudech, které se někdy vyskytují izolovaně a někdy s nimi souvisí stratovulkány.[12]

Erupce jsou ovlivňovány místními podmínkami, což vede k erupčním sloupům vysokých výšek, které jsou tříděny západními stratosférickými větry. Hrubé usazeniny se ukládají v blízkosti větracích otvorů, zatímco jemný popel se odvádí do Chaco a východní Cordillera. Nachází se zde nejvyšší sopky na světě, včetně 6 887 metrů (22 595 stop) vysokých Ojos del Salado a 6 723 metrů (22 057 stop) vysoký Llullaillaco. Některé sopky prošly zbořením boků, které pokrývaly až 200 kilometrů čtverečních (77 čtverečních mil).[8] Většina kalder je spojena s poruchovými systémy, které mohou hrát roli při tvorbě kaldery.[13]

Vědecký výzkum

Kaldery oblasti nejsou dobře pochopeny a některé mohou být dosud neobjevené. Některé kaldery byly podrobeny komplexnímu výzkumu.[14] Výzkum v této oblasti je fyzicky a logisticky obtížný.[7] Neodym, Vést a bór k určení původu produktů erupce byla použita izotopová analýza.[15][16]

Suché podnebí a vysoká nadmořská výška Poušť Atacama chrání ložiska vulkanismu APVC před eroze,[7][15] ale omezená eroze také snižuje expozici zakrytých vrstev a struktur.[3]

Geologická historie

Oblast APVC před horním miocénem byla z velké části vytvořena z sedimentární vrstvy Ordovik do miocénního věku a deformován během předchozích stádií andské vrásnění s nízkoobjemovými vulkanity.[14] Aktivita až do pozdních hodin Miocén byl efuzivní s andezit jako hlavní produkt.[4] Po sopečné pauze související s plochá subdukce od 27 mya vulkanismus náhle vzrostl.[3]

Ignimbrity se pohybují ve věku od 25 let mya do 1 mya.[5] Pozdě Miocén, více vyvinuté andezit vybuchla magma a zvýšily se komponenty kůry. Pozdě Terciární až do Kvartérní, náhlý pokles o mafic vulkanismus spojený s náhlým výskytem ryodacitický a dacitický ignimbrites došlo.[17] Během tohoto vzplanutí vybuchlo primárně dacity s podřízenými částkami ryolity a andezity.[5] Oblast byla během vzplanutí povznesena a kůra zahuštěna na 60–70 kilometrů (37–43 mi).[14] To vyvolalo vznik odpařit pánve obsahující halit, bór a síran[15] a může vygenerovat dusičnan vklady Poušť Atacama.[18] Náhlý nárůst je vysvětlen náhlým strmením subduktující desky, podobně jako u Vzplanutí středního terciárního ignimbritu.[8] V severní Puně začala aktivita ignimbritu 10 mya, přičemž aktivita ve velkém měřítku se vyskytovala 5 až 3,8 Ma v přední části oblouku a 8,4 až 6,4 Ma v zadním oblouku. V jižní Puně se aktivita backarku nastavila na 14–12 Ma a největší erupce nastala po 4 Ma.[6] Začátek ignimbritické aktivity není v celé oblasti APVC současný; severně od 21 ° j. š Alto de Pica a Formace Oxaya tvořilo 15–17, respektive 18–23 mya, zatímco na jih od 21 ° jižní šířky začala aktivita ignimbritu až 10,6 mya.[7]

Aktivita klesala po 2 mya,[19] a po 1 mya a během Holocén, aktivita byla většinou andezitový v přírodě bez velkých zapalovačů chybí.[20] Aktivita se složením podobným ignimbritům byla omezena na erupci lávové dómy a toky, interpretované jako únik z regionálního práh 1–4 km (0,62–2,49 mi) vysoké v hloubce 14–17 km (8,7–10,6 mil).[4][11]

APVC je stále aktivní, nedávné nepokoje a pozemní inflace byly zjištěny InSAR na Uturuncu sopka začínající v roce 1996. Výzkumy naznačují, že tento nepokoj je výsledkem vniknutí dacitického magmatu do hloubky 17 kilometrů nebo více a může být předehrou k tvorbě kaldery a erupční činnosti velkého rozsahu.[21] Mezi další aktivní centra patří El Tatio a Sol de Mañana geotermální pole a pole uvnitř Cerro Guacha a Pastos Grandes kaldery. Druhá obsahuje také <10 ka rhyolitic toky a kopule.[7] Důsledky nedávné lávové dómy pro budoucí činnost v APVC jsou kontroverzní,[22] ale přítomnost mafic komponenty v nedávno vybuchlých sopečných horninách mohou naznačovat, že se magmatický systém nabíjí.[12][23]

Rozsah

APVC vypuklo na ploše 70 000 kilometrů čtverečních (27 000 čtverečních mil)[24] z deseti hlavních systémů, některé aktivní po miliony let a srovnatelné s Yellowstonská kaldera a Caldera v Long Valley ve Spojených státech.[4] APVC je největší ignimbrite provincie v Neogen[19] s objemem nejméně 15 000 kubických kilometrů (3 600 cu mi),[24] a podkladové magmatické těleso je považováno za největší kontinentální tavná zóna,[19] formování a batholith.[7] Alternativně je tělo odhalené seismickými studiemi zbytkem kaše akumulační zóny magmatu.[9] Vklady ze sopek pokrývají plochu více než 500 000 kilometrů čtverečních (190 000 čtverečních mil).[8] La Pacana je největší jednotlivý komplex v APVC o rozměrech 100 x 70 kilometrů čtverečních (39 čtverečních mil × 27 čtverečních mil), včetně kaldery o rozměrech 65 x 35 kilometrů (40 mi × 22 mi).[7]

Rychlost generování magmatu během pulzů je asi 0,001 kubických kilometrů za rok (0,032 m3/ s), na základě předpokladu, že na každých 50–100 kubických kilometrů (12–24 cu mi) oblouku připadá jedna kaldera. Tyto sazby jsou podstatně vyšší než průměr pro střední sopečnou zónu, 0,00015–0 0003 kubických kilometrů ročně (0,0048–0,0095 m3/ s). Během tří silných pulzů bylo vytlačování ještě vyšší na 0,004–0,012 kubických kilometrů za rok (0,13–0,38 m3/ s). Míra vniknutí se pohybuje od 0,003–0,005 kubických kilometrů za rok (0,095–0,158 m3/ s) a vyústil v plutony o objemu 30 000–50 000 kubických kilometrů (7 200–12 000 cu mi) pod kaldery.[9]

Zdroj magmat

Modelování označuje systém, kde andezitový taveniny pocházející z pláště stoupají skrz kůra a vygenerovat zónu mafic vulkanismus. Zvýšení toku taveniny a tím příčiny přívodu tepla a těkavých látek částečné roztavení kůry, tvořící vrstvu obsahující taveniny sahající až k Moho který brzdí vzestup mafických magmat kvůli jejich vyššímu vztlak. Místo toho taje generované v této zóně nakonec dosáhnou povrchu a vytvářejí felsický vulkanismus. Některá magická magma uniknou stranou poté, co se zastavila v zóně obsahující taveninu; generují více mafických vulkanických systémů na okraji felsického vulkanismu,[17] jako Cerro Bitiche.[10] Magma jsou směsi tavenin odvozených z kůry a tavenin získaných z maficského pláště s konzistentním petrologický a chemický podpis.[19] Proces vytváření taveniny může zahrnovat několik různých vrstev v kůře.[25]

Jiný model vyžaduje narušení čedičový taje do amfibolské kůry, což vede k tvorbě hybridních magmat. Vzniká částečné tavení kůry a vodného čediče andezitový –dacitický taje, které unikají nahoru. Reziduální formy složené z granát pyroxenit v hloubce 50 kilometrů (31 mi). Tento zbytek je hustší než plášť peridotit a může způsobit delaminaci spodní kůry obsahující zbytek.[6]

Mezi 18 a 12 mya oblast Puna-Altiplano byla vystavena epizodě plochého subdukce Nazca Plate. Strmější subdukce po 12 letech způsobila příliv horké astenosféry.[26] Do té doby diferenciace a krystalizace rostoucích mafických magmat většinou produkovala andezitová magma. Změna pohybů desek a zvýšená tvorba taveniny způsobila převrácení a anatexis zóny vytvářející taveninu, tvořící bariéru hustoty pro taveniny, které následně táhly pod zónou vytvářející taveninu. Z této zóny unikly dacitické taveniny, které se formovaly diapiry a magmatické komory, které generovaly APVC ignimbritový vulkanismus.[7]

Generování magmatu v APVC je periodické, s pulzy rozpoznanými 10, 8, 6 a 4 mya. První etapa zahrnovala Artola, Granada, Lower Rio San Pedro a Mucar ignimbrites. Druhý pulz zahrnoval ignimbrity Panizos, Sifon a Vilama a třetí byl největší s řadou ignimbritů. Čtvrtý pulz byl slabší než předchozí a zahrnoval mimo jiné Patao a Talabre ignimbrites.[9]

Magma pod APVC jsou znatelně bohatá na voda odvozen od subdukce hornin bohatých na vodu. K vysvětlení vzorce elektrické vodivosti v hloubce 15–30 kilometrů (9,3–18,6 mil) byl vyvolán objemový poměr asi 10–20% vody. Celkové množství vody se odhaduje na C. 14 000 000 000 000 000 kilogramů (3.1×1016 lb), srovnatelné s velká jezera na Zemi.[27]

Tomografické studie

Seismická tomografie je technika, která používá seismické vlny produkované zemětřeseními za účelem shromáždění informací o složení kůra a plášť pod vulkanickým systémem. Různé vrstvy a struktury na Zemi mají různé rychlosti šíření seismických vln a utlumit odlišně, což má za následek různé doby příjezdu a sílu vln pohybujících se určitým směrem. Z různých měření 3D lze odvodit modely geologických struktur. Výsledky tohoto výzkumu ukazují, že vysoce hydratovaný deska odvozeno z Nazca Plate - hlavní zdroj tavenin v kolizním systému vulkanismu - tvoří základ západní Cordillery. Pod Altiplano zóny nízké rychlosti naznačují přítomnost velkého množství částečných tavenin, které korelují s vulkanickými zónami jižně od 21 ° j. Š., Zatímco severně od 21 ° j. Š. Mohou tlustší litosférické vrstvy bránit tvorbě tavenin. Vedle východní Kordillery se zóny nízké rychlosti rozprostírají dále na sever na 18,5 ° j.[28] Tepelně oslabená zóna, doložená silným útlumem, v kůře je spojena s APVC. To naznačuje přítomnost tavenin v kůře.[29] Předpokládá se, že vrstva nízké rychlosti (smyková rychlost 1 kilometr za sekundu (0,62 mi / s)) silná 17–19 kilometrů (11–12 mi) je hostitelem tělesa magmatu APVC.[9] Toto tělo má objem asi 480 000–530 000 kubických kilometrů (120 000–1 300 000 cu mi)[30] a teplota asi 1 000 ° C (1 830 ° F).[12] Další seismologické údaje naznačují částečné delaminace kůry pod Punou, což vedlo ke zvýšené vulkanické aktivitě a výšce terénu.[31]

Subsystémy

Mapujte všechny souřadnice pomocí: OpenStreetMap  
Stáhnout souřadnice jako: KML  · GPX

Ignimbrity

  • Abra Grande Ignimbrite, 6.8 mya.[6]
  • Acay Ignimbrite, 25 kubických kilometrů (6,0 cu mi) 9,5–9,9 mya.[6]
  • Antofalla Ignimbrite, 11,4–9,6 mya.[6]
  • Arco Jara Ignimbrite, 2 kubické kilometry (0,48 cu mi) 11,3 mya.[6]
  • Artola / Mucar Ignimbrite, 100 kubických kilometrů (24 cu mi) 9,4–10,6 mya.[6]
  • Atana Ignimbrite, 1600 kubických kilometrů (380 cu mi)[6] 4,11 mya.[35]
  • Blanco Ignimbrite, 7 kubických kilometrů (1,7 cu mi).[6]
  • Caspana Ignimbrite, 8 kubických kilometrů (1,9 cu mi) 4,59–4,18 mya.[11]
  • Cerro Blanco Ignimbrite, 150 kubických kilometrů (36 cu mi) 0,5–0,2 mya.[6]
  • Cerro Colorado, 9,5–9,8 mya.[6]
  • Lávy Cerro Lucho, 1 kilometr krychlový (0,24 cu mi) 10,6 mya.[6]
  • Cerro Panizos Ignimbrite, 650 kubických kilometrů (160 cu mi) 6,7–6,8 mya.[6]
  • Chuhuilla Ignimbrite, 1200 kubických kilometrů (290 cu mi) 5,45 mya.[3]
  • Cienago Ignimbrite, 7,9 mya.[6]
  • Cueva Negra / Leon Muerto Ignimbrites, 35 kubických kilometrů (8,4 cu mi) 3,8–4,25 mya.[6]
  • Cusi Cusi Ignimbrite,> 10 mya.[6]
  • Galan Ignimbrite, 550 kubických kilometrů (130 cu mi) 2,1 mya.[6]
  • Granada / Orosmayo / Pampa Barreno Ignimbrite, 60 kubických kilometrů (14 cu mi) 10-10,5 mya.[6]
  • Grenada Ignimbrite, 9,8 mya.[14]
  • Guacha Ignimbrite, 1 200 kubických kilometrů (290 cu mi) 5,6–5,7 mya.[6]
  • Guaitiquina Ignimbrite, 5,07 mya.[6]
  • Laguna Amarga Ignimbrite, 3,7–4,0, 5,0 mya.[6]
  • Laguna Colorada Ignimbrite, 60 kubických kilometrů (14 cu mi) 1,98 mya.[3]
  • Laguna Verde Ignimbrite, 70 kubických kilometrů (17 cu mi) 3,7–4,0 mya.[6]
  • Las Termas Ignimbrite 1 a 2, 650 kubických kilometrů (160 cu mi) 6,45 mya.[6]
  • Los Colorados Ignimbrite, 7,5–7,9 mya.[6]
  • Merihuaca Ignimbrites, 50 kubických kilometrů (12 cu mi) 5,49–6,39 mya.[6]
  • Morro I Ignimbrite, 12 mya.[6]
  • Morro II Ignimbrite, 6 mya.[6]
  • Pairique Chico blok a popel, 6 kubických kilometrů (1,4 cu mi) 10,4 mya.[6]
  • Pampa Chamaca, 100 kubických kilometrů (24 cu mi) 2,52 mya.[6]
  • Pitas / Vega Real Grande Ignimbrites, 600 kubických kilometrů (140 cu mi) 4,51–4,84 mya.[6]
  • Potrero Grande Ignimbrite, 9,8–9 mya.[6]
  • Potreros Ignimbrite, 6,6 mya.[6]
  • Purico Ignimbrite, 100 kubických kilometrů (24 cu mi) 1,3 mya.[6]
  • Puripicar Ignimbrite, 1 500 kubických kilometrů (360 cu mi) 4,2 mya.[6]
  • Rachaitský vulkanický komplex, 7,2–8,4 mya.[6]
  • Rosada Ignimbrite, 30 kubických kilometrů (7,2 cu mi) 6,3–8,1 mya.[6]
  • Sifon Ignimbrite, 8,3 mya.[6]
  • Tajamar / Chorrillos Ignimbrite, 350 kubických kilometrů (84 cu mi) 10,5–10,1 mya.[6]
  • Tamberia Ignimbrite, 10,7–9,5 mya.[6]
  • Tara Ignimbrite, 100 kubických kilometrů (24 cu mi) 3,6 mya.[6]
  • Tatio Ignimbrite, 40 kubických kilometrů (9,6 cu mi) 0,703 mya.[3]
  • Toba 1 Ignimbrite, 6 kubických kilometrů (1,4 cu mi) 7,6 mya.[6]
  • Toconao pemza, 100 kubických kilometrů (24 cu mi)[6] 4,65 mya.[35]
  • Vallecito Ignimbrite, 40 kubických kilometrů (9,6 cu mi) 3,6 mya.[6]
  • Verde Ignimbrite, 140–300 kubických kilometrů (34–72 cu mi) 17,2 mya.[6]
  • Vilama Ignimbrite, 8,4–8,5 mya.[6]
  • Vizcayayoc Ignimbrite, 13 let.[6]

Reference

  1. ^ Schnurr, W. B. W .; Trumbull, R. B .; Clavero, J .; Hahne, K .; Siebel, W .; Gardeweg, M. (2007). „Dvacet pět milionů let křemičitého vulkanismu v jižní centrální vulkanické zóně And: Geochemie a vznik magmatu ignimbritů od 25 do 27 ° j. Š., 67 až 72 ° zd.“ Journal of Volcanology and Geothermal Research. 166 (1): 17–46. Bibcode:2007JVGR..166 ... 17S. doi:10.1016 / j.jvolgeores.2007.06.005.
  2. ^ Ramelow, Juliane; Riller, Ulrich; Romer, Rolf L .; Oncken, Onno (2005). „Kinematické spojení mezi epizodickým zhroucením padacích dveří Negra Muerta Caldera a pohybem v zlomové zóně Olacapato-El Toro, v jižní části středních And.“ International Journal of Earth Sciences. 95 (3): 529–541. doi:10.1007 / s00531-005-0042-x.
  3. ^ A b C d E F Salisbury, M. J .; Jicha, B. R .; de Silva, S.L .; Singer, B. S .; Jimenez, N. C .; Ort, M. H. (2010). „Chronostratigrafie 40Ar / 39Ar sopečného komplexu Altiplano-Puna ignimbrites odhaluje vývoj hlavní magmatické provincie“. Bulletin americké geologické společnosti. 123 (5–6): 821–840. Bibcode:2011GSAB..123..821S. doi:10.1130 / B30280.1.
  4. ^ A b C d E F Fernandez-Turiel, J. L .; Garcia-Valles, M .; Gimeno-Torrente, D .; Saavedra-Alonso, J .; Martinez-Manent, S. (2005). "Horký pramen a gejzírové sintry v El Tatiu v severním Chile". Sedimentární geologie. 180 (3–4): 125–147. Bibcode:2005SedG..180..125F. doi:10.1016 / j.sedgeo.2005.07.005.
  5. ^ A b C Ort, Michael H. (1993). „Eruptivní procesy a tvorba kaldery ve vnořené kalderě downsagcollapse: Cerro Panizos, centrální Andské hory“. Journal of Volcanology and Geothermal Research. 56 (3): 221–252. Bibcode:1993JVGR ... 56..221O. doi:10.1016 / 0377-0273 (93) 90018-M.
  6. ^ A b C d E F G h i j k l m n Ó p q r s t u proti w X y z aa ab ac inzerát ae af ag ah ai aj ak al dopoledne an ao ap vod ar tak jako na au av aw sekera ano az ba bb před naším letopočtem bd být bf bg bh bi bj bk bl bm bn bo bp bq br bs bt Kay, Suzanne Mahlburg; Coira, Beatriz L .; Caffe, Pablo J .; Chen, Chang-Hwa (2010). „Regionální chemická diverzita, zdroje kůry a pláště a vývoj centrálních plató ignandritů Andské Puny“. Journal of Volcanology and Geothermal Research. 198 (1–2): 81–111. Bibcode:2010JVGR..198 ... 81K. doi:10.1016 / j.jvolgeores.2010.08.013.
  7. ^ A b C d E F G h i j de Silva, S.L. (1989). „Altiplano-Puna sopečný komplex centrálních And“. Geologie. 17 (12): 1102. Bibcode:1989Geo .... 17.1102D. doi:10.1130 / 0091-7613 (1989) 017 <1102: APVCOT> 2.3.CO; 2.
  8. ^ A b C d Allmendinger, Richard W .; Jordan, Teresa E .; Kay, Suzanne M .; Isacks, Bryan L. (1997). „Vývoj náhorní plošiny Altiplano-Puna ve středních Andách“. Výroční přehled o Zemi a planetárních vědách. 25 (1): 139–174. Bibcode:1997AREPS..25..139A. doi:10.1146 / annurev.earth.25.1.139.
  9. ^ A b C d E de Silva, Shanaka L .; Gosnold, William D. (2007). „Epizodická konstrukce batolithů: Pohledy z časoprostorového vývoje vzplanutí ignimbritu“. Journal of Volcanology and Geothermal Research. 167 (1–4): 320–335. Bibcode:2007JVGR..167..320D. doi:10.1016 / j.jvolgeores.2007.07.015.
  10. ^ A b C Maro, Guadalupe; Caffe, Pablo J. (21. června 2016). „Andrésové pole Cerro Bitiche: petrologická rozmanitost a důsledky pro magmatický vývoj mafických vulkanických center ze severní Puny“. Bulletin of vulcanology. 78 (7): 51. Bibcode:2016BVol ... 78 ... 51M. doi:10.1007 / s00445-016-1039-r.
  11. ^ A b C de Silva, S.L. (1991). „Styly zónování ve středních andských podnětech; Pohledy na procesy magmatické komory“. Andský magmatismus a jeho tektonické prostředí. Zvláštní dokumenty geologické společnosti v Americe. 265. 217–232. doi:10.1130 / SPE265-p217. ISBN  978-0-8137-2265-8.
  12. ^ A b C Godoy, Benigno; Taussi, Marco; González-Maurel, Osvaldo; Renzulli, Alberto; Hernández-Prat, Loreto; le Roux, Petrus; Morata, Diego; Menzies, Andrew (1. listopadu 2019). „Propojení mafického vulkanismu s magmatickými stádii během poslední 1 Ma v hlavním vulkanickém oblouku sopečného komplexu Altiplano-Puna (Střední Andy)“. Journal of South American Earth Sciences. 95: 102295. doi:10.1016 / j.jsames.2019.102295. ISSN  0895-9811.
  13. ^ Riller, Ulrich; Petrinovic, Ivan; Ramelow, Juliane; Strecker, Manfred; Oncken, Onno (2001). „Pozdní kenozoický tektonismus, kolaps kaldery a tvorba náhorní plošiny ve středních Andách“. Dopisy o Zemi a planetách. 188 (3–4): 299–311. Bibcode:2001E & PSL.188..299R. doi:10.1016 / S0012-821X (01) 00333-8.
  14. ^ A b C d Caffe, P. J .; Soler, M. M .; Coira, B.L .; Onoe, A. T .; Cordani, U. G. (2008). „Granadský ignimbrit: Složená pyroklastická jednotka a její vztah s vulkanismem horního miocénního kaldery v severní Puně“. Journal of South American Earth Sciences. 25 (4): 464–484. Bibcode:2008JSAES..25..464C. doi:10.1016 / j.jsames.2007.10.004.
  15. ^ A b C Schmitt, Axel K .; Kasemann, Simone; Meixner, Anette; Rhede, Dieter (2002). „Bor ve středních andských ignimbritech: důsledky pro cykly kůry boru v aktivním kontinentálním okraji“. Chemická geologie. 183 (1–4): 333–347. Bibcode:2002ChGeo.183..333S. doi:10.1016 / S0009-2541 (01) 00382-5.
  16. ^ Mamani, Mirian; Tassara, Andrés; Wörner, Gerhard (2008). "Složení a strukturální kontrola domén kůry v centrálních Andách". Geochemie, geofyzika, geosystémy. 9 (3): n / a. Bibcode:2008GGG ..... 9.3006M. doi:10.1029 / 2007GC001925.
  17. ^ A b Laube, Norbert; Springer, Jörn (1998). „Tavení kůry tažením mafických magmatů: Numerický model“. Journal of Volcanology and Geothermal Research. 81 (1–2): 19–35. Bibcode:1998JVGR ... 81 ... 19L. doi:10.1016 / S0377-0273 (97) 00072-3.
  18. ^ Oyarzun, Jorge; Oyarzun, Roberto (2007). „Masivní vulkanismus na sopečné plošině Altiplano-Puna a vznik obrovských zásob pouště dusičnanů v poušti Atacama: případ tepelné a elektrické fixace atmosférického dusíku“. Mezinárodní geologický přehled. 49 (10): 962–968. Bibcode:2007IGRv ... 49..962O. doi:10.2747/0020-6814.49.10.962. S2CID  128419522.
  19. ^ A b C d del Potro, Rodrigo; Díez, Mikel; Blundy, Jon; Camacho, Antonio G .; Gottsmann, Joachim (2013). „Diapirický výstup křemičitého magmatu pod bolivijským Altiplano“. Dopisy o geofyzikálním výzkumu. 40 (10): 2044–2048. Bibcode:2013GeoRL..40.2044D. doi:10,1002 / ml. 50493. hdl:10261/88258.
  20. ^ González-Maurel, Osvaldo; Deegan, Frances M .; le Roux, Petrus; Harris, Chris; Troll, Valentin R .; Godoy, Benigno (2020-04-22). „Omezení podřízeného oblouku, složení rodičovského magmatu pro obří sopečný komplex Altiplano-Puna v severním Chile“. Vědecké zprávy. 10 (1): 6864. doi:10.1038 / s41598-020-63454-1. ISSN  2045-2322.
  21. ^ A b Sparks, R. S. J .; Folkes, C. B .; Humphreys, M. C. S .; Barfod, D. N .; Clavero, J .; Sunagua, M. C .; McNutt, S. R .; Pritchard, M. E. (2008). „Sopka Uturuncu, Bolívie: Sopečný nepokoj způsobený vniknutím magmatu do střední kůry“. American Journal of Science. 308 (6): 727–769. Bibcode:2008AmJS..308..727S. doi:10.2475/06.2008.01.
  22. ^ A b C d E F de Silva, S.L .; Self, S .; Francis, P. W .; Drake, R.E .; Carlos, Ramirez R. (1994). „Efektivní křemičitý vulkanismus ve středních Andách: Chao dacite a další mladé lávy sopečného komplexu Altiplano-Puna“. Journal of Geophysical Research. 99 (B9): 17805–17825. Bibcode:1994JGR .... 9917805D. doi:10.1029 / 94JB00652.
  23. ^ Taussi, Marco; Godoy, Benigno; Piscaglia, Filippo; Morata, Diego; Agostini, Samuele; Le Roux, Petrus; González-Maurel, Osvaldo; Gallmeyer, Guillermo; Menzies, Andrew; Renzulli, Alberto (březen 2019). „Instalatérský systém horní kůry magmatu v oblasti sopečného komplexu pleistocénu Apacheta-Aguilucho (Altiplano-Puna, severní Chile), jak je odvozeno z vybuchlých láv a jejich enkláv“. Journal of Volcanology and Geothermal Research. 373: 196. doi:10.1016 / j.jvolgeores.2019.01.021.
  24. ^ A b C Hickey, James; Gottsmann, Joachim; del Potro, Rodrigo (2013). „Rozsáhlý povrchový zdvih v oblasti Altiplano-Puna v Bolívii: parametrická studie charakteristik zdroje a reologie kůry pomocí analýzy konečných prvků“. Geochemie, geofyzika, geosystémy. 14 (3): 540–555. Bibcode:2013GGG .... 14..540H. doi:10.1002 / ggge.20057. hdl:10871/23514.
  25. ^ Kern, Jamie M .; de Silva, Shanaka L .; Schmitt, Axel K .; Kaiser, Jason F .; Iriarte, A. Rodrigo; Economos, Rita (srpen 2016). „Geochronologické zobrazování epizodicky konstruovaného subvulkanického batolitu: U-Pb v zirkonové chronochemii sopečného komplexu Altiplano-Puna ve středních Andách“. Geosféra. 12 (4): 1054–1077. Bibcode:2016Geosp..12,1054 tis. doi:10.1130 / GES01258.1.
  26. ^ Ramos, V. A .; Folguera, A. (2009). "Andská plochá deska subdukce v čase". Geologická společnost, Londýn, speciální publikace. 327 (1): 31–54. Bibcode:2009GSLSP.327 ... 31R. doi:10.1144 / SP327.3.
  27. ^ Laumonier, Mickael; Gaillard, Fabrice; Muir, Duncan; Blundy, Jon; Unsworth, Martyn (leden 2017). „Obří zásobníky magmatické vody v hloubce střední kůry odvozené z elektrické vodivosti a růstu kontinentální kůry“ (PDF). Dopisy o Zemi a planetách. 457: 173–180. Bibcode:2017E & PSL.457..173L. doi:10.1016 / j.epsl.2016.10.023. hdl:1983 / b23b8814-995e-4186-9355-a8d7f9a685ae.
  28. ^ Myers, Stephen C .; Beck, Susan; Zandt, George; Wallace, Terry (1998). „Litosférická struktura napříč bolivijskými Andami z tomografických obrazů rychlosti a útlumu pro PandSwaves“. Journal of Geophysical Research. 103 (B9): 21233–21252. Bibcode:1998JGR ... 10321233M. doi:10.1029 / 98JB00956.
  29. ^ Haberland, Christian; Rietbrock, Andreas (2001). „Útlumová tomografie v západních centrálních Andách: Podrobný pohled na strukturu magmatického oblouku“. Journal of Geophysical Research. 106 (B6): 11151–11167. Bibcode:2001JGR ... 10611151H. doi:10.1029 / 2000JB900472.
  30. ^ Perkins, Jonathan P .; Ward, Kevin M .; de Silva, Shanaka L .; Zandt, George; Beck, Susan L .; Finnegan, Noah J. (25. října 2016). „Povrchový zdvih ve středních Andách způsobený růstem těla Altiplano Puna Magma“. Příroda komunikace. 7: 13185. Bibcode:2016NatCo ... 713185P. doi:10.1038 / ncomms13185. PMC  5093326. PMID  27779183.
  31. ^ Schurr, B .; Rietbrock, A .; Asch, G .; Kind, R .; Oncken, O. (2006). „Důkazy o oddělení litosféry v centrálních Andách od místní zemětřesení tomografie“. Tektonofyzika. 415 (1–4): 203–223. Bibcode:2006Tectp.415..203S. doi:10.1016 / j.tecto.2005.12.007.
  32. ^ Petrinovic, I. A .; Martí, J .; Aguirre-Díaz, G. J .; Guzmán, S .; Geyer, A .; Paz, N. Salado (2010). „Kaldera Cerro Aguas Calientes, NW Argentina: Příklad tektonicky řízené, polygenetické kolapsové kaldery a jejího regionálního významu“. Journal of Volcanology and Geothermal Research. 194 (1–3): 15–26. Bibcode:2010JVGR..194 ... 15P. doi:10.1016 / j.jvolgeores.2010.04.012.
  33. ^ Cabrera, A.P .; Caffe, P.J. (2009). „Cerro Morado Andesites: Volcanic history and eruptive styles of a mafic vulcanic field from northern Puna, Argentina“. Journal of South American Earth Sciences. 28 (2): 113–131. Bibcode:2009JSAES..28..113C. doi:10.1016 / j.jsames.2009.03.007.
  34. ^ A b C d E F Matteini, M .; Mazzuoli, R .; Omarini, R .; Cas, R .; Maas, R. (2002). „Geochemické variace horního cenozoického vulkanismu podél příčného zlomového systému Calama – Olacapato – El Toro ve středních Andách (~ 24 ° j. Š.): Petrogenetické a geodynamické důsledky“. Tektonofyzika. 345 (1–4): 211–227. Bibcode:2002 Tectp.345..211M. doi:10.1016 / S0040-1951 (01) 00214-1.
  35. ^ A b Schmitt, Axel K; Lindsay, Jan M; de Silva, Shan; Trumbull, Robert B (2003). „U – Pb zirkonová chronostratigrafie raně pliocénních ignimbritů z La Pacana v severním Chile: důsledky pro vznik vrstevnatých magmatických komor“. Journal of Volcanology and Geothermal Research. 120 (1–2): 43–53. Bibcode:2003JVGR..120 ... 43S. doi:10.1016 / S0377-0273 (02) 00359-1.

Bibliografie

  • del Potro, Rodrigo; Díez, Mikel; Blundy, Jon; Camacho, Antonio G .; Gottsmann, Joachim (2013). „Diapirický výstup křemičitého magmatu pod bolivijským Altiplano“. Dopisy o geofyzikálním výzkumu. 40 (10): 2044–2048. Bibcode:2013GeoRL..40.2044D. doi:10,1002 / ml. 50493. hdl:10261/88258.
  • Salisbury, M. J .; Jicha, B. R .; de Silva, S.L .; Singer, B. S .; Jimenez, N. C .; Ort, M. H. (2010). „Chronostratigrafie 40Ar / 39Ar sopečného komplexu Altiplano-Puna ignimbrites odhaluje vývoj hlavní magmatické provincie“. Bulletin americké geologické společnosti. 123 (5–6): 821–840. Bibcode:2011GSAB..123..821S. doi:10.1130 / B30280.1.
  • Chmielowski, Josef; Zandt, George; Haberland, Christian (1999). „Střední andské tělo magmatu Altiplano-Puna“. Dopisy o geofyzikálním výzkumu. 26 (6): 783–786. Bibcode:1999GeoRL..26..783C. doi:10.1029 / 1999 GL900078.
  • De Silva, S .; Zandt, G .; Trumbull, R .; Viramonte, J. G .; Salas, G .; Jimenez, N. (2006). „Velké erupce ignimbritu a vulkán-tektonické deprese ve středních Andách: termomechanická perspektiva“. Geologická společnost, Londýn, speciální publikace. 269 (1): 47–63. Bibcode:2006GSLSP.269 ... 47D. doi:10.1144 / GSL.SP.2006.269.01.04.

externí odkazy