Паюн-Матру

Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
Перейти до навігації Перейти до пошуку
Паюн-Матру
36°25′12″ пд. ш. 69°12′00″ зх. д. / 36.42000000002777682° пд. ш. 69.2000000000277850631391630° зх. д. / -36.42000000002777682; -69.2000000000277850631391630Координати: 36°25′12″ пд. ш. 69°12′00″ зх. д. / 36.42000000002777682° пд. ш. 69.2000000000277850631391630° зх. д. / -36.42000000002777682; -69.2000000000277850631391630
Країна  Аргентина
Регіон Malargüe Departmentd
Тип гора і щитовий вулкан
Висота 3680 м
Паюн-Матру. Карта розташування: Аргентина
Паюн-Матру
Паюн-Матру
Паюн-Матру (Аргентина)
Мапа
CMNS: Паюн-Матру у Вікісховищі

Паю́н-Матру́ (ісп. Payún Matrú) — щитовий вулкан на півдні провінції Мендоса (департамент Маларгуе[en]) в Аргентині у провінційному заповіднику Ла-Паюнія. Він розташований у задуговій[en] області Андійського вулканічного поясу й утворився внаслідок субдукції плити Наска під Південноамериканську плиту. Паюн-Матру разом із вулканічними полями басейну Льянканело, Невадо та Саладо утворюють провінцію Паюнія. Із 2011 року він був запропонований як об'єкт Світової спадщини.

Паюн-Матру розвинувся на осадових і вулканічних породах, які старіли від мезопротерозою до третинного періоду. Він складається з великого щитового вулкана, закритого кальдерою, який утворився під час великого виверження між 168 000 і 82 000 років тому, високого складного вулкана (відомого як Паюн або Паюн-Лісо[es]) і двох груп конусів шлаку та потоків лави. Плейстоценовий лавовий потік Пампас Ондуладас завдовжки 167—181 км і є найдовшим у світі четвертинним потоком лави.

Вулканічна активність у Паюн-Матру почалася в період пліо-плейстоцену та створила лавові поля, такі як Пампас Ондуладас, щитовий вулкан Паюн-Матру та вулкан Паюн. Після утворення кальдери вулканізм тривав як усередині кальдери у вигляді лавових куполів і потоків, так і за її межами з утворенням конусів шлаку та лавових потоків на схід і особливо на захід від Паюн-Матру. Вулканічна активність тривала в голоцені приблизно до 515 років тому. Усні перекази місцевих жителів містять згадки про більш ранні виверження.

Назва[ред. | ред. код]

На місцевому діалекті термін Payún або Paium означає «бородатий», тоді як термін Matru перекладається як козел.[1] Поле іноді також відоме як Payenia.[2]

Географія і геоморфологія[ред. | ред. код]

Регіональна[ред. | ред. код]

Паюн-Матру розташований у департаменті Маляргве[en] провінції Мендоса в Аргентині.[3] Місцевість непривітна через відсутність придатної для використання води та значної висоти над рівнем моря.[1] Тим не менш, в регіоні є багато доріг із твердим покриттям[4], таких як Національний автошлях 40[en], який проходить на захід від поля,[5] і Національний маршрут 186, який проходить навколо його північної та східної частин.[6] Вулкан розташований у межах провінційного заповідника Ла-Паюнья. Завдяки різноманіттю вулканічних форм рельєфу провінцію було включено до Попереднього списку об'єктів Світової спадщини ЮНЕСКО 2010 року,[7] а в самому Паюн-Матру було виявлено ряд потенційних геомісць.[8]

Активне поле є частиною задуговій[en] області Південної вулканічної зони, вулканічної дуги 1000 км завдовжки [9] і один із чотирьох еруптивних поясів в Андах (інші три — Північна вулканічна зона, Центральна вулканічна зона та Австралійська вулканічна зона).[2] Серед інших вулкани в регіоні слід відзначити Лагуна-дель-Мауле[en], майже строго на захід від Паюн-Матру.[10]

Місцева[ред. | ред. код]

Паюну-Матру щитовий вулкан 15 км завширшки[11], підніжжя якого збігається з контуром висоти 1750 м і тягнеться в основному зі сходу на захід;[12] піднімаючись на висоту близько 2 км над навколишньою місцевістю.[13] Він охоплює близько 5200 км² землі з лавою[14][15] і має різноманітні форми рельєфу.[15] Ігнімбрити покривають і вирівнюють його північні та східні схили, тоді як на заході та півдні переважають лавові куполи та кулі[a]; вони часто мають шорстку поверхню і їх важко пройти. Нижні схили більш пологі і вкриті плейстоцен-голоценовими лавовими потоками.[17] Вітрова ерозія створила маркування підошви, канавки та ярданги в межах ігнімбритів[18], наприклад у західному секторі, де ярданги сягають висоти 8 м і 100 м завширшки.[19] Загальний обсяг цього щита становить близько 240 км³.[20]

Labelled description of hills/mountains above a lake
Вид зсередини кальдери

Кальдера розмірами 7-8 км завдовжки[12][21] і 480 м вглиб[21] лежить у верхній частині щита[12][21] і займає площу близько 56 км².[22] Вона оточена кількома вершинами, до яких входять за годинниковою стрілкою з півночі Наріс/Пунта-дель-Паюн 3650 м заввишки, Пунта Медіа, Пунта-Сур (3450 м), Серро-Матру або Паюн (приблизно 3700 м). Однак на полі Серро Матру виглядає меншим, ніж Наріс.[12] Колись кальдера була 8-9 км завширшки, але ерозія флангів і пізніша активність зменшили її розмір[17] і поховали край під кулями, лавовими куполами, потоками лави[18] і конусами пемзи[11], які утворилися після обвалу кальдери.[23] Винятком є північна та південна стіни, які майже вертикальні; виходять залишки давнього андезитового і трахіандезитового вулканізму.[12] У кальдері також є постійне озеро, відоме як Лагуна, що живиться за рахунок танення снігу та випадкових опадів.[1]

Найвище поле активної точки Матру[15] — це конічний, еродований стратовулкан Паюн висотою 3796 м.[15] Він також відомий як Паюн-Лісо,[24][25] Цей вулкан здіймається на 1,8 км[15] з південного боку Паюн-Матру, за 10 км від кальдери.[25][26] У нього є вершинний кратер, відкритий на півночі[15] об'ємом близько 40 км³.[27]

  • A volcanic cinder cone, with a conical mountain rising in the background
    Вулкан Паюн
  • A conical mountain rising above yellow vegetation
    Вулкан Паюн
  • Black tongue-like lava flows spreading radially
    Паюн-Матру, вид із космосу

Вулканічне поле Паюн-Матру[ред. | ред. код]

Окрім кальдери, поле містить близько 300 окремих вулканічних жерл[14] із різноманітною морфологією[28], розподілених у західній групі Лос-Волканес, яке сягає річки Ріо-Гранде[en] та східних груп Гуадалосо та Ель-Ренго.[15] Ці поля також відомі як Західний Паюн-Матру або Західний Паюн та Східний Паюн-Матру або Східний Паюн відповідно.[29] Ще два розриви, відомі як «Чапуа» і «Пуенте», були виявлені на схід від Паюн-Матру. Усі ці групи включають тріщинні отвори, лапілієві конуси,[15] шлакові конуси[28] та стромболійські конуси.[15] Ці об'єкти сягають до 225 м заввишки[30] і пов'язані з потоками лави[15] і пірокластичними блоками.[5] Вентиляційні отвори в групі Лос-Волканес розташовані на двох окремих поясах.[25] Перенесення попелу вітром утворило хвости попелу в окремих вентиляційних отворах.[31]

Старіші лавові потоки мають поверхню паговегове з лавовими трубками та напірними гребенями, тоді як потоки голоцену частіше являють собою лаву з блоковими поверхнями.[32][30] Деякі потоки досягли річки Ріо-Гранде на захід від Паюн-Матру, перегородивши її; пізніше річка прорізала й утворила столоподібні рельєфи та каньйони.[33] Одним із них є щілинний каньйон[25], відомий як Ла-Пасарела[34], де чітко видно структури потоків лави, такі як з'єднання в скелях і везикули.[5] Усе поле займає площу понад 12 000 км²[25] і деякі з його потоків досягли озера Льянканело на північ від Паюн-Матру та річки Десагуадеро на сході.[35] За оцінками, обсяг усього вулкана Паюн-Матру сягає 350 км³; вулканічна будівля утворилася в основному в результаті стромболійського та гавайського вивержень.[36]

Several cinder cones, some forming an alignment
Шлакові конуси на розломі Ла-Карбонілья

Конуси розташовані вздовж східних або північно-східних ліній[17], які співвідносяться з геологічними структурами фундаменту[37] і, як видається, відображають тектонічні напруження під землею.[38] Серед цих лінеаментів є тріщина Ла-Карбонілья, яка проходить у напрямку схід-захід і виступає у східній частині поля; у центральному секторі вона прихована кальдерою, а в західному — похована потоками лави.[39] Ла-Карбонілья є розломом[38], який, здається, мав важливий вплив на розвиток комплексу Паюн-Матру в цілому.[40] Тріщинні хребти та подовжені ланцюги отворів і конусів підкреслюють контроль, який лінеаменти здійснюють над вулканічними виверженнями.[41] У районі вершини конуси пемзи вирівнюються вздовж краю кальдери.[42]

Серед конусів у Паюн-Матру є пліо-плейстоценові (від 5,333 мільйонів років тому до 11 700 років тому) Морадос Грандес на схід і конуси навколо вулкана Півель на північний схід від поля, відповідно; конуси Гвадалосос, Ла-Міна та Монтон-де-Серрос у північній частині поля;[43] і голоценові конуси в східній і західній частині поля. Серед них конуси Лос-Морадос, Морадо-Сур і вулкан Санта-Марія в східній і північно-східній частині поля не еродовані і, ймовірно, мають недавній вік.[44] Ці конуси є джерелом помітних потоків чорної лави в західній частині поля;[45] деякі потоки лави перевищують 30 км завдовжки.[30]

  • Лос-Морадос — це комплекс шлакових конусів і жерл різного віку[46], який під час свого закладення зазнав обвалу сектора, інтенсивної стромболійської активності та сплаву і повторного загоєння схилів, викликаного потоком лави.[47]
  • На південному сході та сході Лос-Морадос межує з рівниною Пампас-Неграс[48], яка утворилася в результаті стромболійських вивержень та переробляється вітром з утворенням дюн.[30]
  • Морадо-Сур складається з двох вирівняних конусів, які утворилися під час одного виверження та вкриті червонуватими відкладеннями;[49] він також має кілька вентиляційних отворів і лавових потоків. [50]
  • Вулкан Санта-Марія — це конус із невеликим кратером, покритий червоним шлаком і лавовими бомбами.[51] Він 180 м заввишки і пов'язаний із територією під назвою «Ель-Сандіаль», де лавові бомби залишили сліди, такі як ударні кратери та аеродинамічно деформовані скелі.[52]

Пампас Ондуладас та інші гігантські потоки лави[ред. | ред. код]

Паюн-Матру є джерелом найдовшого четвертинного (останній 2,58 мільйонів років тому) лавового потоку на Землі[53][25] — Пампас Ондуладас[54] у східному та північному секторах вулканічного поля.[25] Потік бере початок на східному боці вулканічного поля в розломі Ла-Карбонілья[35] і з часом розпадається на більш короткий («лавовий потік Лланканело», 60-63 км завдовжки[55][56]) північно-західна та довша південно-східна гілка[55], яка сягає аж до алювіальної тераси річки Саладо[57] в провінції Ла-Пампа.[35]

Цей складний потік лави рухався над пологою місцевістю[58] і вкритий лавовими підйомами]] та лавовими тумулами]][32] особливо в областях, де потік стикався з перешкодами в топографії.[59] Існують певні відмінності в його зовнішньому вигляді між широким, вирівняним початковим проксимальним сектором[56] і більш звивистим дистальним сектором.[60] Незвичайно швидка течія лави[61] під впливом її низької в'язкості та сприятливого рельєфу[62] зрештою накопичилася до об'єму щонайменше 7,2 км³, площі поверхні близько 739 км² і залежно від вимірювання завдовжки 167—181 км.[61] Процес, за допомогою якого утворюються такі довгі потоки лави, був пояснений як «роздування», під час якого лава утворює кірку, яка захищає її від втрати тепла; таким чином захищений лавовий потік зрештою роздувається від надходження нової магми, утворюючи систему перекриваючих і з'єднаних між собою частин потоку лави. Такі потоки лави відомі як «потоки листів».[55] Частини потоку лави Пампас Ондуладас були поховані новішими потоками лави.[23]

Разом із лавою Пйорса в Ісландії та лавовими потоками Тумба й Ундара у Квінсленді, Австралія, це один із небагатьох четвертинних лавових потоків, довжина яких сягала понад 100 км[54] і його порівнювали з деякими довгими потоками лави на Марсі.[63] На південний захід від Пампас Ондуладас лежать лавові потоки Лос-Каррісалес, які частково просунулися навіть на більшу відстань, ніж Пампас Ондуладас, але через більш прямий курс вважаються коротшим, ніж лавовий потік Пампас Ондуладас[64] і Ла-Карбонілья, який, як і Лос-Каррісалес, поширився на південний схід і розташований на захід від останнього.[48] Додаткові великі потоки лави розташовані в західній частині поля і нагадують потік лави Пампас Ондуладас, такий як формація Ель-Пуенте поблизу річки Ріо-Гранде, можливо, недавнього віку.[35] Довгі потоки лави також були створені вулканічними центрами безпосередньо на південь від Паюн-Матру[65], включаючи потоки Ель-Корково, Пампа-де-Луанко і Пампа-де-Ранкелько 70-122 км завдовжки.[66]

Гідрографія та невулканічний ландшафт[ред. | ред. код]

Крім озера в кальдері, район Паюн-Матру здебільшого позбавлений постійних джерел води, причому більшість водойм, які приваблюють людей, є або тимчасовими, так званими тоскалес, або ефемерними.[1] Так само в полі немає постійних річок, і більша частина опадів швидко просочується у водопроникний або піщаний ґрунт.[67] Весь масив оточений піщаними рівнинами, які є просто вулканічними породами, вкритими еоловими відкладеннями; на рівнинах також є невеликі закриті басейни[68], які також трапляються в лавовій зоні.[69]

Геологія[ред. | ред. код]

На заході Південної Америки плита Наска та Антарктична плита занурюються під Південноамериканську плиту[39] зі швидкістю 66-80 мм на рік [70], даючи початок Андійському вулканічному поясу. Вулканічний пояс не є суцільним і переривається проміжками, де субдукція мілкіша[39], а астеносфера між двома плитами відсутня.[71] На північ від Паюн-Матру відбувається субдукція плоскої плити; у минулому субдукція плоскої плити також відбувалася далі на південь і мала помітний вплив на хімічний склад магми.[72] Загалом режим субдукції в регіоні з часом був змінним.[9]

Є свідчення докембрійського[73] (старше 541 ± 0,1 мільйонів років тому) і пермсько-тріасового (298,9 ±0,15 до 201,3 ±0,2 мільйонів років тому) вулканізму (формація Choique Mahuida)[74] у регіоні, але тривала перерва відокремлює їх від нещодавньої вулканічної активності, яка почалася в пліоцені (5,333–2,58 мільйонів років тому). У той час були розміщені базальтова формація Ель-Сенісо та андезитові вулканіти Серро-ель-Сайно.[75] Цей вид вапняно-лужної вулканічної активності інтерпретується як наслідок субдукції плоскої плити упродовж міоцену (23,03-5,333 мільйонів років тому) і пліоцену[11] і відбувся між двадцятьма і п'ятьма мільйонами років тому.[71] Пізніше, упродовж пліоцену та четвертинного періоду, плита стала крутішою, і, ймовірно, як наслідок посилився вулканізм на землі[76], сягнувши піку між вісьмома і п'ятьма мільйонами років тому.[13]

Місцева[ред. | ред. код]

Скеля фундаменту під Паюн-Матру утворена породами від мезопротерозойського (1600—1000 рр. мільйонів років тому) до тріасового періодів блоку Сан-Рафаель, від мезозойських[77] (251,902 ± 0,024 до 66 мільйонів років тому) до палеогенових відкладень басейну Неукен і міоценових лавових потоків[24] таких як базальти третинного періоду Патагонії.[35] Андійський орогенез під час міоцену згорнув і деформував фундамент, утворивши басейни та підняті блоки фундаменту[24], а пояс складчастості та насуву Маляргве лежить під частиною вулканічного поля.[78] Нафта була видобута поблизу вулканічного родовища з відкладень мезозойського віку.[14]

Паюн-Матру є частиною задугової вулканічної провінції,[b] за 200 км на схід від Анд[3] і 530 км на схід від Перуансько-Чилійського жолоба.[9] Однак вулканічна активність все ще пов'язана із субдукцією плити Наска під Південноамериканську плиту;[3] один запропонований механізм полягає в тому, що міоценова зміна режиму субдукції призвела до розвитку тектоніки розширення[72] та розломів, які формують шляхи для підйому магми,[15] тоді як інші механізми передбачають зміни в характеристиках мантії.[79]

Payún Matrú is part of a group of volcanoes, with a string of volcanoes just to its south
Геологічний контекст вулканів

Інші вулканічні поля в регіоні: вулканічне поле Льянканело, поле Невадо та поле басейну Саладо; перші два лежать на північ від Паюн-Матру, а останній на південь. Ці поля поділяються на основі геохімічних відмінностей[39] і складаються з двох стратовулканів (власне Паюн-Матру і Невадо) і багатьох моногенетичних вулканів.[80] Вулканічне поле є частиною більшої вулканічної провінції Паюнія, яка охоплює площу близько 36 000 км²[81] у провінціях Ла-Пампа, Мендоса та Неукен[82] і також відома як вулканічна провінція Паюнія[72] або Андіно-Куяна.[2] Моногенетичний вулканізм переважно базальтового складу був активним тут упродовж мільйонів років, що супроводжувалося утворенням кількох полігенетичних вулканів[83][84], утворюючи понад вісімсот моногенетичних конусів[82], хоча історичних вивержень не спостерігалося.[72] Далі на південь розташовані вулкани Чачавен і Аука-Мауйда[es][2], тоді як вулкан Тромен[en] розташований на південний захід від Паюн-Матру.[85]

Склад лави і магми[ред. | ред. код]

Вулканічне поле утворило породи зі складом від лужних базальтів[14] до базальтів, трахіандезиту, базальтового трахіандезиту, трахібазальту та трахіту до ріоліту. Вони визначають вапняно-лужну вулканічну групу з деякими варіаціями між різними вулканічними центрами; Лос-Волканес утворені в основному вапняно-лужними магмами, тоді як Паюн і Паюн-Матру є більш багаті на калій і шошоніти.[86] Вулканічні породи містять різну кількість вкраплень, включаючи лужний польовий шпат, амфібол, апатит, біотит, клінопіроксен, олівін, плагіоклаз і санідин, але не всі фази вкраплення можна знайти в кожній породі.[87][88] Температури магми 1122—1276 °C були зафіксовані.[89]

Вулканічні породи, вивержені в Паюн-Матру, нагадують базальтовий вулканізм океанського острова, що вказує на глибоке походження магми, хоча неглибоке походження також не можна виключити.[14] Магнітотелуричні[c] спостереження вказують на наявність структури, подібної до «шлейфу», яка піднімається від глибини 200—400 км поблизу краю плити Наска під Паюн-Матру; це може вказувати на те, що магма, яка вивержена у вулканічному полі, походить із таких глибин, які пояснюють базальтоподібний склад океансько-острівного типу.[91]

Магма, викинута в Паюн-Матру, виникла під час часткового плавлення збагаченої мантії;[92] отримані розплави потім піддаються кристалічному фракціонуванню,[93] асиміляції матеріалу земної кори[94] та змішуванню магми в магматичних коморах.[95] Згодом магми виходять на поверхню через глибинні розломи.[36] Будівля Паюн-Матру діє як перешкода для магм, які піднімаються на поверхню; ось чому в районі кальдери Паюн-Матру вивергаються лише розвинуті[d] магми, тоді як основні магми досягли поверхні переважно за межами основної споруди.[97]

Обсидіан із Паюн-Матру був знайдений в археологічних пам'ятках, хоча його використання не було широко поширеним у регіоні, можливо, через його низьку якість, труднощі доступу до вулканічного комплексу та те, що людська діяльність у Паюнії почалася лише порівняно пізно в голоцені та переважно з околиць регіону. Крім того, вулкан Паюн примітний великими кристалами гематитових псевдоморфозів, які виникли у фумаролах.

Клімат, ґрунти та рослинність[ред. | ред. код]

Клімат у Паюн-Матру холодний і сухий із сильними західними вітрами.[36] Річна температура коливається від 2 до 20 °C[98], тоді як середня температура в ширшому регіоні становить близько 15 °C, а середня річна кількість опадів становить 200—300 мм на рік.[98][99] Загалом район Паюн-Матру характеризується континентальним кліматом із жарким літом, особливо на низьких висотах, і холодною зимою, особливо на високогір'ї.[69] Клімат сухий через ефект дощової тіні в Андах, які перешкоджають вітрам, що несуть вологу, досягти Паюн-Матру, а сильні вітри та пов'язане з ними випаровування посилюють сухість.[99] У західній частині вулканічного поля більшість опадів випадає взимку під впливом Анд, тоді як у східній частині більшість опадів випадає влітку.[100] Вищі частини Паюн-Матру, можливо, піднімалися над сніговою лінією під час льодовикових періодів,[101] і спостерігалися перигляціальні форми рельєфу.[102] Палінологічні дані на півдні регіону вказують на те, що клімат був стабільним з пізнього плейстоцену.[36]

Рослинність у вулканічному полі в основному характеризується поодинокими кущами, а також трав'янистою рослинністю, але невеликою кількістю дерев[103] і класифікується як ксерофітна.[36] Ґрунти неглибокі та переважно кам'янисті до лесових.[98] Репрезентативними родами рослин є кактус опунція і трави тонконіг і ковила.[104] Паюн-Матру є прихистком для ряду тварин, таких як броненосці, чорногрудий канюк-орлан, кондори, нанду Дарвіна, гуанако, мара, пампаська лисиця або південноамериканська сіра лисиця, пума та віскача південна.[99] Деякі ящірки могли розвинутися на вулканах.

Виверження[ред. | ред. код]

Вулкан утворений багатьма стратиграфічними утвореннями, які були розташовані частково послідовно, частково одночасно
Стратиграфія Паюн-Матру

Геологічна історія вулканічного поля Паюн-Матру погано датована[39], але поле було активним принаймні з пліоцену.[15] Старіший вулканізм, здається, розташований у східній частині поля, де вік від 0,95 ± 0,5 до 0,6 ± 0,1 мільйонів років тому були отримані за допомогою калій-аргонового датування.[39] Лавові потоки були розділені на старшу групу Пуенте та молодшу групу Тромен[30], які мають плейстоценовий, плейстоцен-голоценовий вік відповідно;[105] також була визначена формація Чапуа пліо-плейстоценового віку.[106] Східний вулканізм також відомий як докальдерна базальтова одиниця; його західний аналог, ймовірно, похований під більш молодими продуктами виверження.[21]

Перша вулканічна активність відбулася на захід і схід від Паюн-Матру і включала викид лавових потоків олівінового базальту.[38] Протяжний потік лави Пампас-Ондуладас вивергся 373 000 ± 10 000 років тому[107] і поховав частини лавового поля Лос-Каррісалес віком 400 000 ± 100 000 років;[35] обидва мають гавайський склад.[108] Вулкан Паюн утворився приблизно 265 000 ± 5 000 років тому впродовж приблизно 2000–20 000 років.[33] Передбачувана швидкість виверження 0,004 km3/kyr подібна до типової швидкості виверження вулканічної дуги, наприклад на горі Сент-Геленс.[27]

Основний масив Паюн-Матру утворився приблизно за 600 000 років, а найдавніші трахітові породи датуються 700 000 років тому. Він складається з лавових і ігнімбритових докальдерних трахітових одиниць[21] і з трахіандезитових і трахітових порід, причому трахіт є найважливішим компонентом.[11] Можливо, перед обвалом кальдери масив утворив високу споруду типу вулкана Паюн.[64]

Утворення кальдери збігається з виверженням ігнімбриту Портесуело/Формації Портесуело[15] і відбулося між 168 000 ± 4000 і 82 000 ± 2000 років тому.[32] Ця формація ігнімбриту, де вона не похована більш молодими продуктами виверження[109], поширюється радіально навколо кальдери та сягає максимальної відкритої товщини 25 м; [22] вона охоплює площу близько 2200 км² на північному і південному боці Паюн-Матру,[15] і її обсяг оцінюється приблизно в 25-33 км³.[109] Подія, ймовірно, була спричинена входженням мафічної магми в магматичний очаг і її неповним змішуванням з уже існуючими розплавами магматичного осередку[89] або тектонічними процесами;[97] в результаті Плінієвого виверження утворилася колона виверження, яка зруйнувалася, утворюючи ігнімбрити.[15] Різні шари магми в магматичній камері були вивергнуті під час виверження[110], і зрештою вершина вулкана також обвалилася, утворивши кальдеру; активність тривала і створювала лавові куполи[15] і потоки в районі кальдери. Ці посткальдерні вулканічні утворення підрозділяються на три окремі літофації.[109]

Базальтова і трахіандезитова діяльність тривали і після утворення кальдери. Морфологія вказує на те, що вулканічні конуси вулканів Ель-Ренго та Лос-Вольканес голоценового віку, тоді як джерела Гвадалосо утворилися під час пліо-плейстоцену.[15] Вік зі східного боку становить 148 000 ± 9 000 років тому, він походить із північного сходу від кальдери Паюн-Матру.[111]

Нерозірвані вулканічні конуси та темні базальтові лави вказують на те, що активність тривала в голоцені. Усна традиція місцевого корінного племені вказує на те, що вулканічна активність мала місце упродовж останніх кількох століть[15][106], хоча жодних вивержень не спостерігалося з моменту поселення європейців.[14] Майбутні виверження вулканів навряд чи становлять небезпеку, враховуючи низьку щільність населення регіону, хоча дороги можуть бути перерізані, а в річках можуть утворитися лавові дамби. Паюн-Матру вважається 24-м найнебезпечнішим вулканом Аргентини із 38.

Різні методи датування дозволили встановити різний вік вивержень вулканів пізнього плейстоцену-голоцену:

  • 44 000 ± 2 000 років тому, датування експозиції поверхні.[112]
  • 43 000–41 000 ± 3 000 років тому, датування на поверхні, формація Ель-Пуенте. Потоки базальтової лави цієї формації сягають віку приблизно 320 000 ± 5 000 років, що означає тривалу історію розміщення.[113]
  • 41 000 ± 1 000 років тому, лежить в основі лавового потоку Лос-Морадос.[114]
  • 37 000 ± 3 000 років тому, датування поверхні,[112] поблизу річки Ріо-Гранде. [48]
  • 37 000 ± 1 000 років тому відкладення опадів Ла-Планчада.[115]
  • 37 000 ± 2 000 років тому, північно-західний бік кальдери.[116]
  • 28 000 ± 5 000 років тому, калій-аргонове датування, лавовий потік[115] на західному боці.[117]
  • 26 000 ± 5 000 років тому, калій-аргонове датування, поблизу Ріо-Гранде.[117]
  • 26 000 ± 2 000 років тому, калій-аргонове датування, не те саме, що потік 26 000 ± 5 000.[117]
  • 26 000 ± 1000 років тому, калій-аргонове датування, ріолітичний лавовий потік у групі Ла-Кальє. [115]
  • 20 000 ± 7 000 років тому, на північ від кальдери Паюн-Матру.[111]
  • 16 000 ± 1000 років тому, лежить в основі лавового потоку Лос-Морадос.[114]
  • 15 200 ± 900 років тому, калій-аргонове датування, потік лави на північно-західному[115] — західному боці.[117]
  • 9000 років тому, калій-аргонове датування.[112]
  • 7000 ± 1000 років тому, калій-аргонове датування, Ескоріал-дель-Матру в межах кальдери.[115]
  • <7000 років тому, калій-аргонове датування, трахіандезитовий лавовий потік[115] у західній частині поля.[117]
  • 4760 ± 450 років до теперішнього часу, термолюмінесцентне датування.[112]
  • 6900 ± 650 років до теперішнього часу, термолюмінесцентне датування на конусах Гвадалосос.[112]
  • 2000 ± 2000 років тому, датування виходу на поверхню, молодий лавовий потік на заході.[118]
  • Термолюмінесцентне датування вулкану Санта-Марія[112] датується 1470 роками до теперішнього часу, хоча також було вказано набагато старший вік 496 000 ± 110 000 років тому.[52]
  • 515 ± 50 років[119] до теперішнього часу, термолюмінесцентне датування на конусі Морадо-Сур.[112]

Список літератури[ред. | ред. код]

Цитування[ред. | ред. код]

  1. ↑ а б в г Díaz та F, 1972, с. 9.
  2. ↑ а б в г д Germa та ін., 2010, с. 718.
  3. ↑ а б в Blazek та Lourdes, 2017, с. 90.
  4. ↑ Díaz та F, 1972, с. 24.
  5. ↑ а б в Risso, Németh та Martin, 2006, с. 486.
  6. ↑ Inbar та Risso, 2001, с. 331.
  7. ↑ Mikkan, 2014, с. 31.
  8. ↑ Risso, Németh та Martin, 2006, с. 485–487.
  9. ↑ а б в Germa та ін., 2010, с. 717.
  10. ↑ Espanon та ін., 2014, с. 115.
  11. ↑ а б в г Hernando та ін., 2019, с. 454.
  12. ↑ а б в г д Díaz та F, 1972, с. 15.
  13. ↑ а б Sato та ін., 2012, с. 160.
  14. ↑ а б в г д е Burd та ін., 2008, с. 91.
  15. ↑ а б в г д е ж и к л м н п р с т у ф Germa та ін., 2010, с. 719.
  16. ↑ Blake, S. (1990). Viscoplastic Models of Lava Domes. Lava Flows and Domes. IAVCEI Proceedings in Volcanology. Т. 2. Springer, Berlin, Heidelberg. с. 93. doi:10.1007/978-3-642-74379-5_5. ISBN 978-3-642-74381-8.
  17. ↑ а б в Díaz та F, 1972, с. 16.
  18. ↑ а б Risso, Németh та Martin, 2006, с. 487.
  19. ↑ Inbar та Risso, 2001b, с. 660.
  20. ↑ Germa та ін., 2010, с. 727.
  21. ↑ а б в г д Hernando та ін., 2016, с. 152.
  22. ↑ а б Hernando та ін., 2019, с. 19.
  23. ↑ а б Rossotti та ін., 2008, с. 134.
  24. ↑ а б в Hernando та ін., 2014, с. 124.
  25. ↑ а б в г д е ж Marchetti, Hynek та Cerling, 2014, с. 67.
  26. ↑ Germa та ін., 2010, с. 720.
  27. ↑ а б Germa та ін., 2010, с. 725.
  28. ↑ а б Mikkan, 2017, с. 88.
  29. ↑ Németh та ін., 2011, с. 103.
  30. ↑ а б в г д Németh та ін., 2011, с. 105.
  31. ↑ Inbar та Risso, 2001b, с. 662.
  32. ↑ а б в Espanon та ін., 2014, с. 117.
  33. ↑ а б Germa та ін., 2010, с. 721.
  34. ↑ Risso, Nemeth та Nullo, 2009, с. 25.
  35. ↑ а б в г д е Rossotti та ін., 2008, с. 133.
  36. ↑ а б в г д Inbar та Risso, 2001, с. 325.
  37. ↑ Hernando та ін., 2014, с. 132.
  38. ↑ а б в Mazzarini та ін., 2008, с. 5.
  39. ↑ а б в г д е Espanon та ін., 2014, с. 116.
  40. ↑ Rossotti та ін., 2008, с. 145.
  41. ↑ Hernando та ін., 2014, с. 127.
  42. ↑ Hernando та ін., 2019, с. 461.
  43. ↑ Blazek та Lourdes, 2017, с. 99.
  44. ↑ Blazek та Lourdes, 2017, с. 100.
  45. ↑ Mikkan, 2017, с. 87.
  46. ↑ Németh та ін., 2011, с. 107.
  47. ↑ Németh та ін., 2011, с. 114–115.
  48. ↑ а б в Németh та ін., 2011, с. 104.
  49. ↑ Mikkan, 2017, с. 88–89.
  50. ↑ Mikkan, 2017, с. 99.
  51. ↑ Risso, Nemeth та Nullo, 2009, с. 18.
  52. ↑ а б Risso, Németh та Martin, 2006, с. 485.
  53. ↑ Mikkan, 2014, с. 43.
  54. ↑ а б Espanon та ін., 2014, с. 114.
  55. ↑ а б в Rossotti та ін., 2008, с. 132.
  56. ↑ а б Pasquarè, Bistacchi та Mottana, 2005, с. 130.
  57. ↑ Rossotti та ін., 2008, с. 138.
  58. ↑ Massironi та ін., 2007, с. 1.
  59. ↑ Espanon та ін., 2014, с. 120.
  60. ↑ Pasquarè, Bistacchi та Mottana, 2005, с. 132.
  61. ↑ а б Espanon та ін., 2014, с. 125.
  62. ↑ Espanon та ін., 2014, с. 128.
  63. ↑ Massironi та ін., 2007, с. 2.
  64. ↑ а б Pasquarè, Bistacchi та Mottana, 2005, с. 129.
  65. ↑ Sumino та ін., 2019, Fig 1.
  66. ↑ Sumino та ін., 2019, с. 4.
  67. ↑ Díaz та F, 1972, с. 18.
  68. ↑ Díaz та F, 1972, с. 17.
  69. ↑ а б Díaz та F, 1972, с. 19.
  70. ↑ Mazzarini та ін., 2008, с. 2.
  71. ↑ а б Pomposiello та ін., 2014, с. 813.
  72. ↑ а б в г Burd та ін., 2008, с. 90.
  73. ↑ Díaz та F, 1972, с. 81.
  74. ↑ Mazzarini та ін., 2008, с. 4.
  75. ↑ Díaz та F, 1972, с. 82.
  76. ↑ Pomposiello та ін., 2014, с. 814.
  77. ↑ Hernando та ін., 2014, с. 123.
  78. ↑ Hernando та ін., 2019, с. 17.
  79. ↑ Sumino та ін., 2019, с. 7.
  80. ↑ Inbar та Risso, 2001, с. 323.
  81. ↑ Blazek та Lourdes, 2017, с. 88.
  82. ↑ а б Sumino та ін., 2019, с. 6.
  83. ↑ Hernando та ін., 2016, с. 151.
  84. ↑ Hernando та ін., 2014, с. 122.
  85. ↑ Pomposiello та ін., 2014, с. 822.
  86. ↑ Germa та ін., 2010, с. 724.
  87. ↑ Hernando та ін., 2016, с. 154.
  88. ↑ Germa та ін., 2010, с. 723–724.
  89. ↑ а б Hernando та ін., 2016, с. 167.
  90. ↑ Nabighian, Misac N., ред. (1991). The Magnetotelluric Method. Electromagnetic methods in applied geophysics. Vol. 2, Applications, Parts A and B. Tulsa, OK: Society of Exploration Geophysicists. ISBN 978-1560802686. OCLC 778681058.
  91. ↑ Burd та ін., 2008, с. 93.
  92. ↑ Spakman та ін., 2014, с. 211.
  93. ↑ Germa та ін., 2010, с. 728.
  94. ↑ Spakman та ін., 2014, с. 234.
  95. ↑ Hernando та ін., 2016, с. 163.
  96. ↑ Allaby, Michael (2013). A Dictionary of Geology and Earth Sciences (англ.). OUP Oxford. с. 208. ISBN 978-0199653065.
  97. ↑ а б Germa та ін., 2010, с. 729.
  98. ↑ а б в Inbar та Risso, 2001b, с. 658.
  99. ↑ а б в Mikkan, 2014, с. 34.
  100. ↑ Díaz та F, 1972, с. 20.
  101. ↑ Inbar та Risso, 2001b, с. 659.
  102. ↑ Inbar та Risso, 2001, с. 326.
  103. ↑ Díaz та F, 1972, с. 22.
  104. ↑ Risso, Nemeth та Nullo, 2009, с. 21.
  105. ↑ Inbar та Risso, 2001, с. 324–325.
  106. ↑ а б Inbar та Risso, 2001, с. 324.
  107. ↑ Espanon та ін., 2014, с. 126.
  108. ↑ Rossotti та ін., 2008, с. 141.
  109. ↑ а б в Hernando та ін., 2016, с. 153.
  110. ↑ Hernando та ін., 2019, с. 29.
  111. ↑ а б Spakman та ін., 2014, с. 212.
  112. ↑ а б в г д е ж Blazek та Lourdes, 2017, с. 102.
  113. ↑ Marchetti, Hynek та Cerling, 2014, с. 73.
  114. ↑ а б Mikkan, 2017, с. 89.
  115. ↑ а б в г д е Germa та ін., 2010, с. 723.
  116. ↑ Sato та ін., 2012, с. 166.
  117. ↑ а б в г д Marchetti, Hynek та Cerling, 2014, с. 69.
  118. ↑ Marchetti, Hynek та Cerling, 2014, с. 69,73.
  119. ↑ Mikkan, 2017, с. 90.

Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "LoboBarrasso2021", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.
Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "GarciaBadi2021", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.
Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "ICC2018", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.
Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "Mindat", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.
Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "Corbalán2013", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.
Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "Perucca2009", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.
Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "GVP", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.
Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "Giesso2011", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.

Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "Schimmelpfennig", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.

Загальні джерела[ред. | ред. код]

Посилання[ред. | ред. код]


Помилка цитування: Теги <ref> існують для групи під назвою «lower-alpha», але не знайдено відповідного тегу <references group="lower-alpha"/>

Отримано з https://uk.wikipedia.org/w/index.php?title=Паюн-Матру&oldid=42305022