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| パリナコタ パリナ クタ | |
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com.jpg/500px-Volc%C3%A1n_Parinatoca_Chile-Bolivia_camilogealano(.)com.jpg) パリナコタとチュンガラ湖 | |
| 最高点 | |
| 標高 | 6,380メートル（20,930フィート）[1] |
| リスト | ウルトラ |
| 座標 | 南緯18°09′58″ 西経69°08′31″ / 南緯18.166° 西経69.142° / -18.166; -69.142 [2] |
| 地理 | |
  パリナコタ パリナ クタ ボリビア、チリとの国境に位置する | |
| 位置 | ボリビア–チリ国境 |
| 親範囲 | アンデス |
| 地質学 | |
| 山型 | 成層火山 |
| 火山弧/火山帯 | 中央火山地帯 |
| 最後の噴火 | 西暦290年±300年 |
| クライミング | |
| 初登頂 | 1928 |
| 最も簡単なルート | 雪/岩登り |
パリナコタ（スペイン語表記ではパリナ・クタまたはパリナクッタ）は、ボリビアとチリの国境にある休火山 である。ポメラペとともにネバドス・デ・パヤチャタ火山列を形成する。アンデス中央火山帯の一部であり、山頂は海抜6,380メートル（20,930フィート）の標高に達する。左右対称の円錐形の頂には、幅1キロメートル（0.62マイル）または1,000メートル（3,300フィート）の山頂火口がある。南斜面のさらに下には、アジャタ円錐として知られる3つの寄生中心がある。これらの円錐は溶岩流を生み出した。火山は、溶岩ドームと安山岩溶岩流で形成された台地の上にある。
火山は更新世に成長し始め、大きな円錐を形成した。更新世から完新世の間のどこかの時点で、火山の西側斜面が崩壊し、西に広がって巨大な地滑りが発生し、大きな丘状の地滑り堆積物を形成した。この雪崩は以前から存在していた排水路を横切って堰き止め、チュンガラ湖を貯水または拡大した。堆積物内には、現在リオ・ラウカの源流となっている他の多くの湖が出現した。崩壊後、火山活動によって円錐が再建され、崩壊の傷跡は打ち消された。
パリナコタ火山は完新世に何度も噴火と爆発を起こしており、最近の噴火は約 200 年前です。噴火の記録はありませんが、地元のアイマラ族の伝説によると、彼らは噴火を 1 回目撃した可能性があります。パリナコタ火山で今後再び噴火が起こる可能性はありますが、この地域の人口密度は比較的低いため、被害は限定的です。ボリビアとチリを結ぶいくつかの町と地方高速道路は、新たな噴火の影響を受ける可能性があります。
名前
「パリナコタ」という名前はアイマラ語で、パリナはフラミンゴ[3]とクタ湖[4]を意味します。パリナコタとその隣のポメラペはネバドス・デ・パヤチャタ[1]、「双子」としても知られています。これは、火山が互いに似ているという事実に由来しています。[5]
地形学と地質学
パリナコタ火山は、中央アンデスの高原であるアルティプラーノにあります。 [6]ボリビアとチリの国境は火山を二分し、ボリビアにある火口の縁に沿って走っています。[7]火山体の大部分が位置するチリでは、[8]パリナコタ火山はアリカ・パリナコタ州プトレの町にあり、ボリビアではサハマ県オルロ県にあります。[ 9 ]アハタとパリナコタの町は、それぞれ火山の南西と西にあります。[10]この地域は標高が高くアクセスが困難なため、中央アンデスの火山の研究が妨げられています。[11]
地域
ペルー・チリ海溝では、ナスカプレートと南極プレートが それぞれ年間7～9センチメートル（2.8～3.5インチ/年）、2センチメートル（0.79インチ/年）のペースで南アメリカプレートの下に沈み込み、アンデス山脈で火山活動を引き起こしています。[12]現在の火山活動は、北部火山帯（NVZ）、中央火山帯（CVZ）、南部火山帯（SVZ）、南半球火山帯（AVZ）の4つの独立した帯内で発生しています。[13]これらは、それぞれ北緯2度～南緯5度、南緯16度～南緯28度、南緯33度～南緯46度[14]、南緯49度～南緯55度に広がっています。 [ 12]これらの地域には、活火山が約60、完新世に活動していたと思われる火山が118あり、潜在的に活動している可能性のある非常に大きな珪長質火山系や非常に小さな単成火山系は含まれません。[12]これらの活火山帯は、ナスカプレートが南アメリカプレートの下に急角度で沈み込む場所で発生し、その間にある火山活動の少ない隙間では沈み込みがはるかに浅いため、[15]隙間では沈み込むプレートのスラブと上にあるプレートの間にアセノスフェアは存在しません。[12]
パリナコタ火山は、約44の活火山を含むCVZの一部です。[12] CVZのほとんどの火山は比較的研究が不十分で、標高5,000メートル（16,000フィート）を超えるものが多くあります。これらの火山体のいくつかは有史以前に活動しており、エルミスティ、ラスカル、サンペドロ、ウビナスが含まれます。[16] CVZで最大の歴史的噴火は、1600年にワイナプティナで発生しました。[12] CVZで研究対象となっている他の火山は、ガランとプリコ複合体です。[11] CVZは特徴的に厚い地殻（50〜70キロメートル（31〜43マイル））を持ち、火山岩はSVZやNVZと比較して特異な酸素とストロンチウム の同位体比を持っています。[13]パリナコタは、ペルー・チリ海溝が45°曲がるCVZのセグメントに位置しており、[11]沈み込みの方向が斜めから垂直に変わる場所です。そこでは地殻が特に厚く、[15]その理由はまだ合意されておらず、CVZの西側と東側で異なる可能性があります。[12]
この地域の沈み込みに関連した火山活動は2億年前から続いており、先カンブリア時代の基盤岩の大部分を埋め尽くしている。この地域の露出した基盤岩の大部分は、堆積性および火山性の様々な単位からできている。 [15]火山活動が劇的に増加したのは、ファラロンプレートが分裂し、沈み込みが大幅に増加した約2700万年前である。 [12]チリ側では、基盤岩は漸新世-中新世のルピカ層、中新世のアホヤ火山岩、ラウカ層[17]、およびラウカ火砕流岩によって形成されている。[18]ボリビア側で最も古い火山岩は、 3400万年前の漸新世のコルコル層と2300万年前のロンダル溶岩である。中新世の火山活動によりベレンゲラ層、カランガス層、マウリ層[19]が形成され、鮮新世と更新世にはペレス層が続いた。これらの層はすべて地形の隆起と褶曲の影響を受けており、おそらく沈み込み様式の変化に関連している。火山活動は後期更新世と完新世（コンドリリ65万±7万年前[18]とポメラペ30万〜10万年前[20]）まで続き、更新世には氷河活動を伴っていた[21] 。この全期間を通じて、火山活動は次第に西に移動しており、現在はボリビアとチリの国境に位置している[22] 。
地元
パリナコタ火山は対称性が非常に高い火山円錐で、[23]成層火山の典型的な「正円錐」形状をしています。[24]火山の高さは 6,250 メートル (20,510 フィート) [6]または 6,380 メートル (20,930 フィート) [1]で、ブロック状の溶岩流とスコリア流の両方が見られます。[25]溶岩流は堤防、突出部、流尾根を伴う新鮮なもので、円錐の斜面では長さが 7 キロメートル (4.3 マイル) に達します。溶岩流の厚さは 10～40 メートル (33～131 フィート) で、火山の麓では幅 1,200 メートル (3,900 フィート) に広がることがあります。火砕流も発見されており、長さは7キロメートル（4.3マイル）に達し、通常は固まりが悪く、パン殻爆弾や角礫岩が含まれています。[26]
火山の頂上には幅1キロメートル[27]、深さ300メートル[980フィート]の火口があり[28]、手つかずの状態を保っている。[2]他のデータによると、幅は500メートル[1,600フィート]、深さは100メートル[330フィート]とされている。[26] [9]この火口は軽石流の発生源で、特に東斜面では堤防やローブなどの表面の特徴がよく保存されている。これらの軽石流は火口から2キロメートル[1.2マイル]離れたところまで広がっている。[27]火山灰堆積物はパリナコタ[27]から東にボリビアの15キロメートル[9.3マイル]まで広がっている。[26]チュンガラ湖の岸辺でも灰や火山礫の堆積物が発見されている。 [29]
この円錐丘は、厚さ50メートル（160フィート）の多葉安山岩プラットフォーム「チュンガラ安山岩」[30]の頂上に位置し、チュンガラ湖の北岸に棚状に突き出ている。[31]この棚の上には溶岩ドームのシステムがあり、[30]厚さは150メートル（490フィート）に達する。溶岩ドームには、長さ3.5キロメートル（2.2マイル）に達するブロックと火山灰流の堆積物が伴う。 [26]急な下り坂がチュンガラ湖に通じている。[32]
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パリナコタ火山 -
湖の上には白い溶岩ドームと黒い溶岩流が見える -
パリナコタ山の麓のドームがよく見える。画像の中央右にはアジャタ溶岩流の1つが見える。 -
灰色の溶岩ドームと黒いアジャタ溶岩流がはっきりと見える -
黒い溶岩流が湖にほぼ到達
主火山体の南には、アジャタ火山丘として知られる寄生火口があり、 [1]主火山丘から発生した割れ目に沿って形成され[25] 、地域のコンドリリ-パリナコータ線状構造に沿っている。[26]火山丘の大きさは、幅250メートル（820フィート）、高さ70メートル（230フィート）に達する。[26]高アジャタ溶岩流は単一の火山丘から発生し、葉状の溶岩流として南西に広がっている。中間のアジャタ溶岩流ははるかに小さく、高アジャタの源の下にある3つの異なる火山丘に源を発しており、各火山丘には小さな流動場がある。上部と下部のアジャタ溶岩流は高アジャタ溶岩流よりわずかに小さいだけで、火山体の下部で重ね合わされた溶岩流を形成している。[8]これらの溶岩流は灰黒色の[33] アア溶岩流で、厚さは通常20メートル（66フィート）に達します。 [26]これらの溶岩流の中で最も長いものは長さ3キロメートル（1.9マイル）に達します。[34]
パリナコータの南東側にある「ボーダー・デイサイト」として知られる大きなデイサイト質溶岩流は、水平距離で4×2キロメートル（2.5マイル×1.2マイル）の大きさです。類似しているがより小さな溶岩流がボーダー・デイサイトの西にあり、完全にチリ国内にあります。これら3つの溶岩流の合計体積は約6立方キロメートル（1.4立方マイル）です。 [35]全体として、パリナコータは170〜180平方キロメートル（66〜69平方マイル）の表面から1,800メートル（5,900フィート）上昇しており、その結果生じた建造物の体積は18〜41立方キロメートル（4.3〜9.8立方マイル）です。[36] [6]
北側ではパリナコータはポメラペと部分的に重なり合っており[37] 、ポメラペはさらに北のコンドリリの岩石を覆っており[ 18 ]、これらの火山は北北東方向に伸びる火山列を形成している。[6]パリナコータ、ポメラペ、さらに南にあるキシキシニ、グアラティリ、ポクエンティカなどの火山は、ラウカ盆地の東縁を構成している。[38]これは比較的なだらかな平野である[28]ラウカ川が排水する。さらに西にあるタアパカなどの休火山または死火山の列は盆地の西縁を形成し、アルティプラーノとラウカ盆地の西にあるアタカマへの急峻な断崖を隔てている。 [38]
氷河
古い円錐丘は氷河作用を受け、氷河浸食の痕跡が溶岩流に保存されています。[27]モレーンのシステムは、火山の南東の麓の標高4,500メートル（14,800フィート） [39]で見られ、部分的にチュンガラ湖の岸を横切っています。[8]このような5〜10メートル（16〜33フィート）の高さのモレーンが6つそこで確認されており、それらは地域の最終氷期極大期（世界の最終氷期極大期とは一致しません[26]）[35]に形成されましたが、最終氷期極大期以前の起源が提案されています。[40]その他の未特定の氷河堆積物もこの地域で観察されています。[8]
現在、4平方キロメートル（1.5平方マイル）[26]または12平方キロメートル（4.6平方マイル）の大きな氷帽が火山の上部を覆い[7]、標高約5,600メートル（18,400フィート）まで下がっています。[41]南斜面には大きな氷河もあります。 [28]ただし、パリナコータの氷帽の一部を「氷河」と呼ぶことに反対する報告もあります。[42] 1987年から2016年の間に、パリナコータとポメラペの氷面積は毎年1.94％減少しました。[43] 2002年から2003年の間に0.9平方キロメートル（0.35平方マイル）の後退が記録され、[44] 2007年時点では[アップデート]氷の大部分が山の西斜面にあります。[8]
セクター崩壊
パリナコータでは大規模な崩壊（巨大な地滑り）の証拠が見られ、[1]その堆積物は当初溶岩流であると解釈されていました。[45] [46]この崩壊により、約5～6立方キロメートル（1.2～1.4立方マイル）の土砂が円錐丘から流され、垂直距離で1,900メートル（6,200フィート）以上沈下し[47] 、西に23キロメートル（14マイル）流れ、110平方キロメートル（42平方マイル） [48]または253平方キロメートル（98平方マイル）の表面積が瓦礫で覆われました。その量は十分には確定されていません。[47] [49]
火山が成長するにつれ、火山が形成された比較的弱い堆積物にますます負荷がかかり、変形して、これらの堆積岩が崩れ落ちた。[50] [51]西側斜面は氷河作用によって弱くなり、崩壊の開始をさらに促進した可能性がある。[52]崩壊はおそらく山体の下部から頂上まで連続的に起こり、[53]岩石のなだれを形成して火山を流れ下った。[54]この流れはおそらく層流で非常に速く（毎秒25〜60メートル（82〜197フィート/秒）[26]）、なだれ堆積物の形態から判断すると、[27]ラウカ盆地からの崩壊前の堆積物をかなり取り入れていた。[55]雪崩が火山の斜面を下るにつれて、速度が増し、地形上の障害物に乗り上げた。[49]このような崩壊は、CVZ内のリュライヤコ、オジャグエ、ソコンパ、タタサバヤなどの他の火山でも発生しており、最も最近の崩壊は1787年から1802年の間にペルーのトゥトゥパカで発生し、パリナコタ地区の崩壊よりもはるかに小規模であった。[56]
この崩壊は、1980年のセントヘレンズ山の噴火で起きたものと似ていたが[37]、パリナコータ山の崩壊は3倍の大きさだった。[57]火山の南西麓の溶岩ドームでは、別の小規模なセクター崩壊が起こったが、時期は不明である。[8]このようなセクター崩壊は、火山ではよく見られる現象である。[58]
雪崩は最終的に大きな「L」字型に止まり、長い辺は崩壊の軸に沿って伸び、短い辺は山体に近い北を向いていた[59]。トモグラフィーによって雪崩の進行が制限された場所では[60] 、例外的によく保存された岩屑雪崩堆積物を形成した。[58]この堆積物は、セクター崩壊堆積物に典型的な「丘状」の外観をしており、個々の丘は 400～500 メートル (1,300～1,600 フィート) の大きさ、80 メートル (260 フィート) の高さに達することがあり、[46]火山から離れるにつれてサイズが小さくなる。[61]これらの丘の形成は、おそらく山体の既存の構造に影響を受けたものであり、崩壊前の山体の元の地層の多くは、最終的な崩壊堆積物内に保存された。[50]雪崩が止まると、雪崩の動きと垂直な軸を持つ圧縮尾根が形成された。[62]パリナコータの麓の雪崩堆積物には、いくつかの大きなトレバ岩塊が横たわっており、 [8]高さ250メートル（820フィート）、体積は0.05立方キロメートル（0.012立方マイル）に達する。[35]最大100メートル（330フィート）の大きさの大きな岩塊が堆積物の一部であり、これらの岩塊のいくつかは崩壊前の構造の詳細を保存している。[48]岩塊は、パリナコータから遠く離れた場所でも、0.5～2メートル（1フィート8インチ～6フィート7インチ）の大きさに達する。[27]これらの大きな岩塊が雪崩堆積物の大半を占めており、パリナコータの崩壊堆積物には微細な物質は存在せず、[63]これは岩屑なだれとしては珍しい特徴である。[50]いくつかの岩塊は主な雪崩堆積物から滑り落ちました。[64]雪崩堆積物は2つのユニットに顕著に分かれています。上部は安山岩で実際の円錐から発生し、下部は現在の建造物の下の溶岩ドームから発生しました。[26]
この崩壊により、チョケリンピエとパリナコタの間の西向きの排水路を雪崩が流れてチュンガラ湖が誕生しました。 [46]高さ40メートル（130フィート）の火山ダムが形成され、約0.4立方キロメートル（0.096立方マイル）の水を蓄えました。セクター崩壊中に湖が形成されることは、1988年のセントヘレンズ山の崩壊など、他の火山でも観察されています。[65]崩壊前は、沖積堆積物と河川堆積物がその地域を占めていました。[66] 2015年には、崩壊前のチュンガラ湖盆地の一部には、はるかに小さな湖があったと提案されました。[67]
堆積物の丘のような地形の中には、雪崩堆積物を通して浸透した水によって形成された他の多くの湖と泥炭で満たされた盆地が見られます。 [68]これらの湖はラグナス・コタコタニ湖として知られており、[69]重要な鳥の避難所となっています。[46]これらの湖の少なくともいくつかは、雪崩で運ばれた氷の塊が溶けて形成されたケトルホールである可能性があります。 [70]主円錐丘から離れるほど、湖のサイズは小さくなります。[52]これらの湖のいくつかは互いにつながっており、他のいくつかは孤立しており、湖の水位が低い時期には、いくつかの湖が互いに切り離されることがあります。パリナコタの麓の泉はリオ・ベネディクト・モラレスを形成し、いくつかの湖を流れてメインのコタコタニ湖に流れ込みます。 [71]それ以外の場合、これらの湖は浸透によってチュンガラ湖から水を受け取ります。これらの湖は最終的にリオ・ラウカ川の源流を形成し、[28]リオ・ラウカ川の流路はかつて雪崩の被災地を横切っていた。[32]川はチュンガラ湖まで出口を掘っていないが、これはおそらく雪崩堆積物が比較的粗いため、新しい川筋を掘ることなく大量の水が浸透するためだろう。[72]雪崩堆積物を通して水が浸透する速度は毎秒25リットル（0.88立方フィート/秒）と推定されているが、[73]時間の経過とともに徐々に減少しているが、これはおそらく雪崩堆積物内の沈泥の増加の結果としてである。したがってチュンガラ湖の深さと表面積は湖の形成以来増加しており、蒸発も増加しており[74] 、現在では総流入量のほぼ5/6を除去している。[32]
セクター崩壊イベントにはデイサイト質の降下軽石堆積物があり[37] 、溶岩弾とともに崩壊時に噴火が起こったことを示唆しているが[27] 、これには異論もある。[75] [35]セクター崩壊はおそらく噴火によって引き起こされたものではないが[50] 、潜伏ドームの侵入が影響した可能性はある。[26]建物には崩壊の痕跡が存在するという証拠はなく[46] 、崩壊後の火山活動が崩壊で除去された空間を完全に埋めたことを示唆している。[76]火山の建物は崩壊前の容積と同程度に達した。[77]
周囲
パリナコタ周辺の地形は、主に新第三紀の火山岩でできています。そのほとんどは100万年以上前のもので、カルデラ・アホヤ、カルデラ・ラウカ、チョケリンピエ、[1] コンドリリ、[26]グアネ・グアネ、ラランカグア、キシキシニ、[78]などの個々の火山中心地と、基盤を形成する中新世のラウカ火成岩（270±10万年前）が含まれます。[79]これらの中心地の多くは、660万年以上前に活動しました。[80]やや離れたところに、グアラティリ、ネバドス・デ・キムサチャタ、タアパカの火山があります。[ 11 ]火山の東側には原生代、西側には古生代の基盤岩がそれぞれチャーノッカイト/グラニュライトとして、また西側には両閃岩/片麻岩として露出しています。[81]その他の地層としては、漸新世-中新世の火山砕屑岩であるルピカ層と湖沼のラウカ層がある。 [26]
過去 100 万年間、パリナコタ周辺では多くの火山が活動していた。パリナコタの北東にあるポメラペはパリナコタに似ているが、侵食による崩壊の度合いが大きいことからパリナコタよりも古いと考えられる。東斜面には 205,000 年前の副次的な噴火口がある。 [1]ポメラペは比較的単純な火山円錐で、その麓は氷河の残骸で覆われている。円錐の年代は 106,000 ± 7,000 年前とされている。[37]カケナとチュクロの流紋岩から安山岩の溶岩ドームは、それぞれパリナコタの北西と南西に見られる。[1]これらはパリナコタで最も古い活動段階に関連している。[37]
周氷河地形と侵食地形
周氷河地形はこの地域でよく見られ、丸い地形、滑らかな表面、ソリフラクション地形、縞模様の地形が含まれます。[82]この広大さは、この地域の比較的乾燥した気候によるもので、氷河の発達が制限されています。[83]パリナコータでは、このタイプの地形は標高4,450メートル（14,600フィート）から見られ、5,300メートル（17,400フィート）以上から氷河線まで優勢になります。[41]それらの発達の程度は、下層の岩石の年代にも依存します。完新世の火山岩は周氷河による変質がほとんどありませんが、古い岩石層は時々大きく変質しています。[40] パリナコータの歴史の中ではラハールも発生しました。厚さ0.2～2メートル（7.9インチ～6フィート6.7インチ）のラハール堆積層が南斜面と東斜面に見られ[27]、パリナコタ山の北西斜面に扇状地を形成している。この扇状地では、ラハール堆積物は火山から15キロメートル（9.3マイル）離れた場所まで達する。[26]
パリナコタ火山の上部には侵食によって溝ができている。[27]一方で、パリナコタ火山の火山岩は乾燥した気候と火山の若さのおかげでよく保存されている。[84]
岩石学
パリナコータ火山から噴出した火山岩の組成は、玄武岩質安山岩から流紋岩まで多岐にわたります。[85]古い円錐丘の安山岩は、角閃石安山岩と輝石安山岩に分類されます。[1] 岩石内に含まれる鉱物には、角閃石、燐灰石、黒雲母、単斜輝石、酸化鉄、酸化チタン、長石、カンラン石、斜方輝石、輝石、サニディン、ジルコンなどがあります。これらの鉱物のすべてがパリナコータ火山のすべての段階の岩石に含まれているわけではありません。[25]石英やサニディンなどの鉱物の一部は、少なくとも部分的にはマグマに外来の岩石が混入して形成されました。[86]斑れい岩と花崗岩は捕獲岩として発見されています。[26]
全体的に、パリナコタの火山岩はカリウムに富む石灰アルカリ岩群に属します。火山岩はバリウムとストロンチウムの含有量が高いのが特徴で、[85]特に最も若いアジャタ岩では、他のどのCVZ火山岩よりも濃度が高くなっています。[87]若い噴火でソレアイト組成が増加する傾向は、マグマ流量の増加と上部地殻との相互作用の減少を反映している可能性があります。[88]
パリナコタとポメラペを形成したマグマは、この地域の古い火山中心部を形成したマグマとは異なるグループであると考えられていますが、ポメラペの副噴火口とアジャタコーンを形成したマグマとも異なります。これらはより苦鉄質である傾向があります。[84]一方、アジャタコーンの若い溶岩と古い溶岩は組成が異なり、[89]ストロンチウムの量が多いものもあれば、少ないものもあります。[86]
パリナコータ地域のマグマは、異なるプロセスを経て形成されました。その一つは、閉じたマグマ溜まり内での分別結晶化です。[90]もうひとつは、異なるマグマの混合であり、パリナコータの場合、その一つがアジャタマグマである可能性があります。[85]より具体的には、アジャタマグマに類似した組成を持つ2つの異なるマグマが、パリナコータマグマに苦鉄質元素を供給しました。[91]さまざまな火山や段階間のマグマ組成のいくつかの相違は、いくつかの異なるマグマ分化イベントの発生を反映している可能性があります。[92]
マグマ溜まり内のプロセスは、火山から噴出するマグマの形成に重要な役割を果たしている。[93]岩石学的パターンの多様性は、パリナコータには単一の主要なマグマ溜まりはなく、さまざまな深さにさまざまな相互接続パターンを持つさまざまなマグマ溜まりがあったことを示唆している。アジャタのマグマの中には、浅い溜まりを完全に迂回したものもあった。[94]しかし、約28,000年前から、いくつかの異なるマグマ系が1つに統合され始めた。これは、おそらく新しいマグマの注入がより頻繁に行われたことや、マグマ系を絶縁する集積物の蓄積の結果として生じたものと思われる。 [95]マグマが導管系を通過するのにはおそらく数万年かかり、[96]マグマ溜まり内の滞留時間は10万年程度である可能性がある。[97]
パリナコータ火山の場合、セクター崩壊前のマグマとセクター崩壊後のマグマの間には顕著な違いがあり、地滑りによってマグマ系の大規模な入れ替わりが引き起こされたことを示しています。[98]より具体的には、崩壊後に噴出した岩石はより苦鉄質になり[25]、その組成は分別結晶化の影響をより強く受けましたが、それ以前のマグマは混合プロセスの影響をより強く受けました。[99]また、マグマの産出量が大幅に増加し[86]、マグマ溜まりでの静止時間は減少しました。[100]モデル化により、短期的には、パリナコータ火山ほどの規模の火山では崩壊によって活動が停止し、長期的には配管システムが変化して浅くなることが示されています。[101] [94]また、火山の配管システムは、セクター崩壊後に密度の高い苦鉄質マグマに対してより許容的になり、おそらく、崩壊後にアジャタの火口が活発であったにもかかわらず、そこから噴出したマグマがメインコーンマグマの岩石生成にかなり早く影響を与えた理由を説明できる。[34]このような変化の規模は、セクター崩壊が活動の変化を伴わなかった近隣の火山タアパカよりもかなり大きい。おそらく、パリナコタのマグマ供給システムが浅いため、アンロードの影響を受けやすかったのだろう。[102]
パリナコータのマグマの源は、結局のところ、ナスカプレートのスラブの上にあるマントルウェッジです。スラブから放出された流体はウェッジを流れ、より高温でウェッジに運ばれるアセノスフェア物質の助けを借りて、溶融物の形成を引き起こします。[103]これらの上昇するマグマは地殻と相互作用し、その組成に大幅な変化をもたらします。[104]このような相互作用が発生する地殻内の領域は「MASH」または「溶融同化貯蔵均質化」として知られており、そこでベースマグマが形成され、それが浅いマグマ系に入ります。[105]さらに、地殻の相対的な厚さとマントルウェッジの狭さは、ガーネットがウェッジ内で安定していることを意味し、マグマがガーネットに関連する岩石生成プロセスの影響を受ける原因となります。局所的に広範囲に分布するラウカ・ペレス火山灰岩などの浅い地殻成分もパリナコタ火山に同化された可能性がある。[81]これらの地殻成分はアジャタ火山から噴出した原始マグマの約12%を占め、マントルウェッジは83%を占めた。スラブからの流体とペルー・チリ海溝に沈み込んだ堆積物が残りの3%と2%を加えた。[106]
気候
パリナコータの平均気温は約2.5～6℃（36.5～42.8℉）で[107] 、 0℃（32℉）の等温線は標高4,800～4,900メートル（15,700～16,100フィート）の間で推移する。[108]隣接するサハマでは、山頂の気温は−7.5～−14℃（18.5～6.8℉）である。[7]高度が高くなると大気は薄く乾燥するため、日中は太陽放射が地表に到達する量が増え、夜間は地表からの熱放射が大気上層に逃げる量が増える。このパターンにより、この地域では日中の気温振幅が大きく、20～16℃（36～29℉）の範囲で変動する。[109]
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パリナコータの平均降水量は年間約 440 ミリメートル (17 インチ/年) です。[26]南緯約 12 度から 26 度の間では、到達する水分のほとんどはアマゾンの風に吸収され、アンデス山脈に運ばれます。したがって、湿度は西から東に向かって増加し、[109]太平洋沿岸は特に乾燥しています。[110]パリナコータはプナセカ気候帯に属し、[111]降水は 7 か月または 8 か月の雨季に発生し、年間総降水量は 500 ～ 250 ミリメートル (19.7 ～ 9.8 インチ/年) になります。[109]そのほとんどは、アルティプラノが太陽の下で暖まり、モンスーンのような風流が発生する夏の間に降ります。 [112]夏の降水量は「ボリビアの冬」または「アルティプラニック冬」としても知られています。[110]これはチリにとって珍しい降水パターンです。国土の大半は地中海性気候で、降水量のほとんどは冬季に発生します。[113]
乾燥した気候は、海岸沖の南太平洋高気圧の活動、 [110]、アンデス山脈の雨陰効果、太平洋の冷たいフンボルト海流の結果です。この地域の乾燥した気候は、1000万年から1500万年前に明らかになりました。[ 114]この地域の気候は一般的に乾燥しているため、火山は最小限の浸食しか受けず、地形的に長期間認識できます。[16]同様に、この地域の地下水プールはかなり古く、13,000年から12,000年前に遡ります。[115]過去は常に気候が乾燥していたわけではなく、約28,000年前と13,000年から8,200年前には、氷河の前進を伴った湿潤期がありました。[116]中期完新世は乾燥しており、4,000年後に現在の気候が再び湿潤になりました。[117]乾燥しているため、ペルー・チリ海溝には陸地から流入する堆積物は比較的少なく、それがこの地域の地殻構造や火山から噴出するマグマの化学組成に影響を与えています。[12]
パリナコタ島の風は、雨季には東風が吹くことが多いのを除いて、一般的に西から吹きます。[7]この風のパターンは、高気圧の形成と亜熱帯ジェット気流の南への移動によって制御されています。[32]
動植物
アンデス山脈は長い山脈で、緯度や標高によって気候が異なります。そのため、植生は場所によって異なります。[109]標高3,400～4,600メートル（11,200～15,100フィート）のパリナコータ地方では、Baccharis incarum、Baccharis tola、Fabiana densaなどの低木ステップが植生を形成しています。[118]優占種は、 Deyuexia breviaristata、Festuca orthophylla、Parastrephia lucida、Parastrphia quadrangularisです。[115]雨季には、この植生に草本植物が加わります。標高4,000メートル（13,000フィート）を超えると草本植物が優勢で、岩の多い地面では時折、黄色が特徴的で遠くからでも見ることができるAzorella compacta [118] などのクッション植物に取って代わられる。[ 115 ]この種の乾燥植物は「プナ」としても知られている。[119]草本植物や低木は標高5,200メートル（17,100フィート）に達する。[120]ポリレピス・タラパカナは高地（標高5,100メートル（16,700フィート）まで[119] ）で見られる唯一の真の木であり、小さな森を形成する。[118]水辺では、ボフェダル湿地のような植物が優勢で、[119]オキシクロエ・アンディナが優勢種である。[115]いくつかの属と種はプナに固有のものであり、 Chilotrichiops、Lampaya、Parastrephia、Oreocerusが含まれます。[118]
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チュンガラ湖の植生。パリナコタ山の頂上は雲に包まれている
この地域の植生を決定する生態学的要因としては、水不足、塩分を含んだ土壌、豊富な太陽光照射、草食動物、風、夜間の低温などがある。[107]空中に花粉を放出するこれらの植物種は、風が花粉粒を堆積させるパリナコタの氷冠から採取したサンプルでよく特定される。[121]
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チュンガラ湖の前の動物たち -
チュンガラ湖の前の動物たち
パリナコータ周辺に生息する動物種には、フラミンゴ、グアナコ、ウエムル、レア、ビクーニャ、ビスカチャなどがある。[113 ]捕食動物には、アンデスネコ、パンパスキャット、ピューマがいる。しかし、最も豊富な動物種はげっ歯類で、ビスカチャや穴を掘るトゥコアチュコなど、最も高い樹木限界線まで生息しているものもある。レア、シギダネ、フラミンゴなどの鳥類や、アンデスコンドルなどのさまざまな捕食性および湿地性の鳥も重要である。[123]
この地域の多くの哺乳類種は過去に激減したが、最近になって個体数が回復している種もある。[122]パリナコータとその周辺地域は1965年にラウカ国立公園の一部となり、1970年と1983年にさらに修正され、ユネスコの 生物圏保護区となっている。この自然保護区にはチリ特有の動植物が生息している。[113] [124]しかし、チュンガラ湖からの将来の水の転用、在来動物の狩猟、植物の過剰採取、過放牧、チュンガラ湖近くの国境を越える主要高速道路の存在は、パリナコータ周辺の環境に対する継続的な脅威となっている。[125]
チュンガラ湖は、地元の動植物に新たな生命を吹き込んでいます。これらには、車軸藻類、 [ 126 ] や珪藻類、水生大型水草類が含まれます。湖で見つかる動物分類群には、二枚貝、腹足類[127]、貝虫類[126] が含まれます。約 19 種のオレスティアス属魚類がこの湖で見つかり、そのうちのいくつかは固有種です。[73]オレスティアス・チュンガレンシス、オレスティアス・ラウカエンシス、オレスティアス・ピアコテンシスの種分化は、パリナコータ火山の活動とその崩壊によって促進され、祖先種が生息していた流域が分離され、異所的種分化が起こりました。[128]
噴火の歴史
パリナコータ火山は、5段階の火山活動を経験した。[1]溶岩流や山頂火口などの火山地形の良好な保存状態を考慮すると、最後の噴火の年代は比較的新しいと推定される。[46] SERNAGEOMINは、マグマの噴出量で中央アンデスで最も活発な火山であると考えている。[9]マグマの噴出量が多いのは、マグマの上昇を促す断層の存在によるものかもしれない。この地域のコンドリリ線状構造は、パリナコータ火山にマグマを導く断層である可能性がある。[129]苦鉄質マグマがマグマ溜りに注入され、異なる組成のマグマが混合することが、パリナコータ火山を含む多くの火山の噴火の始まりの原因であると考えられている。[78]
チュンガラ安山岩と溶岩ドーム
パリナコタ火山の最も古い火山構造は「チュンガラ安山岩」とその上にある溶岩ドームで、チュンガラ湖に面したパリナコタ火山の南側に突き出た台地を形成しています。[30]浸食と氷河作用により、これらの岩の表面は滑らかになり、基本的なテクスチャは残っていません。[26]
この台地は30万年前から10万年前に噴火した。[1]より細かい区分では、「チュンガラ安山岩」は16万3000～11万7000年前に噴火し、「流紋岩ドーム」は5万2000～4万2000年前に噴火したと定義されている。 [25]これらの段階で得られた他の年代は、チュンガラ安山岩では11万±4000年前と26万4000±3万年前、「流紋岩ドーム」では11万2000±5000年以上である。[37]これら2つのユニットは「パリナコタ1」とも呼ばれる。[26]「チュンガラ安山岩」の噴火から溶岩ドーム台地の形成までには6万年以上の空白期間があった。溶岩ドーム段階の爆発活動の痕跡が発見されている。 [31]
「チュンガラ安山岩」の体積は4立方キロメートル（0.96立方マイル）を超えます。[30]これらの段階の物質は崩壊堆積物に取り込まれました。[27]ポメラペ火山もこの時期に発達しました。[31]このことと、チュンガラ安山岩の噴火と火山の残りの歴史の間に長い遅延があったことから、関与するマグマ系が異なっていたことが示唆されるかもしれません。[34]初期段階のマグマの産出量は少なく、マグマ産出量は年間0.13立方キロメートル（0.031立方マイル/年）で、ドームの成長は年間0.5±0.18立方キロメートル（0.120±0.043立方マイル/年）でした。[130]
旧コーンとセクターの崩壊
溶岩ドームが形成されたのと同時に、ドームの北西のすぐ近くでオールドコーンが成長し始めました。[35]パリナコータ火山の活動のこの段階とその前の段階の間に時間的なギャップがあるのは、この期間の堆積物がほとんど保存されていないためかもしれません。[131]オールドコーンはセクター崩壊まで85,000年かけて発達し、[1]パリナコータ2としても知られています。 [26]この段階の露頭は主に南東斜面と北北西斜面の低いところで見つかります。[8]この段階の岩石から得られた個々の年代は、20,000 ± 4,000、46,700 ± 1,600、[25]および53,000 ± 11,000年前です。[37]「ボーダーデイサイト」もこの段階に属し、28,000 ± 1,000年前のものと年代測定されています。[35]同様に、コタコタニ湖で発見された火山灰堆積物は、この火山史の期間のものと年代測定されており、オールドコーンでは時折爆発的な噴火があったことを示しています。[26] この段階では、3つの異なる群の形で安山岩とデイサイト[1]が噴出しました。 [25]この時期のマグマの噴出量は、年間約0.46 ± 0.11立方キロメートル（0.110 ± 0.026立方マイル/年）でした。[130]また、この時期には、この地域で氷河が成長し発達し、その結果、この時期にオールドコーンに氷河帽が形成されました。セクター崩壊の頃には、氷河はすでに後退していました。[35]
崩壊の日付は、地層の解釈が異なる様々な資料から年代が得られたことから、確実にはわかっていません。[29] 2007年時点では[アップデート]18,000年前が最も可能性の高い推定値と考えられていましたが、8,000年前という若い年代も提案されました。[25]崩壊堆積物内の泥炭の放射性炭素年代測定では、13,500年前、[46]または11,500〜13,500年前の年代が示されました。[32]崩壊堆積物内に埋め込まれた崩壊前の資料から多くの年代が得られ、したがって崩壊の最も可能性の高い時期は8,000年前と考えられました。[132]その後の研究では、13,000〜20,000年前の年代が示され、[34]最新の提案は現在から8,800±500年前です。[133]
想定された期間は、火山の崩壊が世界的に集中している時期と一致している。おそらく、最終氷期極大期が終わりに近づいたこの時期に起こった地球温暖化が、火山の崩壊を誘発したのかもしれない。 [35] [134]一方、約8,000年前という新しい年代は、氷河期の終わりよりもかなり後の年代であるため、崩壊がその時期に起こったとすれば、おそらく氷河の変動とは無関係である。[135]この崩壊と、さらに南にあるソコンパの崩壊は、この地域の人類に影響を与えた可能性がある。[69]
若い松ぼっくりとアジャタ
崩壊後、円錐丘はヤングコーン期[1]に比較的急速に再建され、総体積は約 15 立方キロメートル (3.6 立方マイル) に達した。[30]この時期に噴火したユニットは、「治癒流」[27]またはパリナコータ 3としても知られている。 [26]この段階では、火山活動は山頂火口に集中していた。[34]この段階は比較的短く、パリナコータのマグマ噴出量の増加を伴い[27]、この段階の継続期間の測定方法に応じて、年間 2～0.75 立方キロメートル (0.48～0.18 立方マイル/年) に達した。[130]この高いマグマ流量は、他の大型成層火山のピーク時の噴出量に匹敵する。[57]この期間のパリナコータでの最大マグマ流量は、年間約 10 立方キロメートル (2.4 立方マイル/年) である。[135]
溶岩流の他に、プリニー式噴火では軽石とスコリア流が発生し、[27]個々の爆発的噴火は4,800 ± 800年前、4,300 ± 2,600年前、3,600 ± 1,100年前に遡ります。[34]チュンガラ湖の火山灰堆積パターンに基づくと、爆発活動の速度は初期完新世以降最近まで増加したと推測されます。[136] [137]さらに、火山灰の降下は湖水にカルシウムを供給し[138]、生物の生産性に影響を与えました。 [139]ネバド・サハマの氷床コアで見つかった塵粒子は、実際にはパリナコタの火山灰である可能性があると提案されています。[ 140 ]
ヤングコーンの南側斜面の岩石からは、様々な完新世の年代が得られています。[8]この段階の最も新しい年代は、アルゴン-アルゴン年代測定によって得られ、500±300年前です。[34]さらに、火砕流の放射性炭素年代測定によって、 200BP未満の年代が決定されました。 [26]
もともと最も新しいと考えられていた他の最近の活動は、アジャタ円錐丘を形成しました。[26]これらの円錐丘は、約0.2立方キロメートル（0.048立方マイル）の体積を持つ玄武岩安山岩[1]で構成されています。 [30]アジャタ円錐丘は、異なる年代の4つのグループに分かれています。[8]下部アジャタ流は5,985±640年前と6,560±1,220年前に噴火し、[141]上部アジャタ流は4,800±4,000年前、中部アジャタ流は9,900±2,100年前、[8]高部アジャタ流は2,000～1,300年前に噴火しました。これらのグループも、組成上異なる単位を形成しています。[142]得られた最も新しい地表露出日は1,385±350年前です。[141]
セルナゲオミンによれば、火山活動に言及するアイマラ族の伝説は、最も新しい噴火日が西暦1800年であることを示唆している。[9]ある歴史では、太陽の息子であるひげを生やした男が、女性とその息子を除いて地元の町長から虐待を受けた。彼らは大きな災害が起こると警告され、町から逃げると、町は火事で破壊された。物語の詳細から、スペインによる征服の後に火砕流をチュンガラ湖に送り込んだ小規模な爆発的な噴火に言及している可能性があることが示唆されている。逆に、それがセクターの崩壊に言及しているという説はありそうにない。[26]
現在の活動と危険
現在、パリナコタ火山は休火山であるが[141]、将来的に火山活動が起こる可能性がある。[141]明確な噴気活動は観測されていないが[46] [143]、衛星画像では6 K (11 °F) 規模の熱異常の証拠が示されており[143]、山頂で硫黄臭がするという報告は、山頂エリアに噴気孔が存在する可能性があることを示唆している。[144]この火山は地震活動が活発で、潜在的な群発地震が1回発生する可能性があるが[145]、地震活動は南にあるグアラティリよりも少ない。[143]ランドサット・ セマティック・マッパーの画像に基づいて、1991年には潜在的に活火山と考えられていた。[79]
この火山は、SERNAGEOMINによって監視されているチリ北部の10の火山のうちの1つであり、火山危険レベルが公表されている。[146]火山のボリビア側の人口密度は比較的低いため、新たな活動がそこで大きな脅威となることはないが、[147]サハマの町は影響を受ける可能性がある。[26]アリカ-ラパス高速道路は火山の近くを走っており、その地域の小さなコミュニティとともに泥流や土石流の脅威にさらされる可能性がある。[147]火山に近いコミュニティには、カケナ、チュクルオ、パリナコタなどがある。将来の活動による潜在的な危険には、マグマと氷冠の相互作用によるラハールの発生、[9] 特に南斜面での火砕流、 [148]および山腹の火口からの噴火がある。長期にわたる山腹の火口噴火による降灰は、この地域の牧草地を乱す可能性がある。ラウカ国立公園という重要な自然保護区は、パリナコタ火山の新たな噴火によって大きな混乱に見舞われる可能性がある。[26]
人類の歴史と文化的価値
パリナコータ周辺の地域には、約7,000年から10,000年前から人が住んでいます。政治的には、1,000年前から最初にティワナクが、その後インカがこの地域を支配していました。[149]他の多くの地元の山とは対照的に、パリナコータの山頂からは考古学的発見は報告されていません。[150]
パリナコータ山とその姉妹山であるポメラペ山に関する伝説は数多くあり、この2つは未婚の姉妹として描かれることが多い。タコラ山やサハマ山との争いや、その争いが原因でタコラ山が追い払われるという伝説もある。[150]パリナコータ山はチリのパスポートに描かれている火山の1つである。[151]
ギャラリー
- パリナコタとポメラペ、ネバドス・デ・パヤチャタ
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右がパリナコタ、左がポメラペ -
パリナコタとポメラペ -
右側にパリナコタ、中央のすぐ右側にポメラペ -
パリナコタ、左はポメラペ -
パリナコタ、左はポメラペ
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外部リンク
ウィキメディア・コモンズのパリナコータに関連するメディア
- アンデスハンドブック: パリナコータの完全な説明、歴史、地名、ルート
- SummitPost.org の Parinacota
- AVA画像