Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen Conmemorativo del Centenario Temas Selectos de la Geología Mexicana Vol. 57, núm. 3, 2005, p. 379-424 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2005v57n3a6

Geología e historia eruptiva de algunos de los grandes volcanes activos de México

José Luis Macías

Departamento de Vulcanología, Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Del. Coyoacán, 04510,
México D. F.

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Resumen

La mayor parte de los grandes volcanes de nuestro país se encuentran ubicados en la parte frontal de la Faja Volcánica Transmexicana y en otras zonas volcánicas aisladas. En este trabajo se consideraron algunos de los grandes volcanes, éstos son el volcán de Colima, Nevado de Toluca, Popocatépetl, Pico de Orizaba (Citlaltépetl) y Tacaná. También se incluyó al volcán Chichón debido a su erupción catastrófica de 1982. El edificio actual de estos volcanes, o parte de éste, se ha formado en tiempos relativamente recientes; en menos de 2 500 años el volcán de Colima, 16 500 el Pico de Orizaba, 23 000 el Popocatépetl, ~26 000 el Tacaná, y >50 000 el Nevado de Toluca. Los volcanes Colima, Popocatépetl, Pico de Orizaba y Tacaná se encuentran construidos al interior de antiguos cráteres originados por el colapso de edificios ancestrales. Los primeros tres representan los volcanes meridionales activos de cadenas volcánicas orientadas aproximadamente N-S. A pesar de que todos estos edificios volcánicos han sufrido el colapso del edificio volcánico, únicamente en el Pico de Orizaba se han realizado estudios de alteración hidrotermal y estabilidad de pendientes, indispensables para pronosticar las zonas potencialmente peligrosas en el futuro.

Los magmas que han construido estos volcanes tienen una composición que va de andesítica (volcán de Colima), andesítica- dacítica (Nevado de Toluca, Popocatépetl, Pico de Orizaba, Tacaná) a traquiandesítica (Chichón). Estos magmas son el resultado de varios procesos magmáticos que van desde la fusión del manto, contaminación cortical, mezcla de magmas y cristalización fraccionada. Se conoce muy poco sobre los procesos que ocurren entre el sitio fuente del magma y la corteza inferior, mientras que se han logrado algunos avances sobre los procesos más superficiales. Existen evidencias claras de que los magmas que han alimentado a estos volcanes se estacionaron en cámaras magmáticas someras antes de alcanzar la superficie, a profundidades que varían de 3 a 4 km en el volcán de Colima, ~6 km en el Nevado de Toluca y 6-12 km en el volcán Chichón.

Durante los últimos 15 años se han logrado avances importantes en el conocimiento estratigráfico y la historia eruptiva de estos volcanes; desafortunadamente, en ninguno de éstos se ha iniciado un análisis integral de toda la información geológica, geofísica, sísmica, vulcanológica, geoquímica y petrológica, para generar modelos conceptuales de su funcionamiento. Todavía necesitamos determinar con mayor precisión la posición y tamaño de la cámara magmática, los procesos de evolución del magma y sus tiempos de ascenso a la superficie, completar los estudios estratigráficos, evaluar los peligros y elaborar mapas de peligros, para finalmente establecer redes de monitoreo para su vigilancia. Actualmente, solamente los volcanes Colima y Popocatépetl cuentan con una red de monitoreo confiable, mientras que los volcanes Pico de Orizaba, Tacaná y Chichón cuentan con redes incompletas compuestas por algunas estaciones sísmicas. Sólo los volcanes Popocatépetl, Colima y Pico de Orizaba cuentan con mapas de peligros, los cuales, representan una de las herramientas fundamentales para las autoridades de Protección Civil, para elaborar programas de información a la población y de emergencia en caso de una erupción futura.

Palabras clave: Geología, cronología eruptiva, volcanes activos, México.

 

Abstract

Most of the largest volcanoes in Mexico are located at the frontal part of the Transmexican Volcanic Belt and in other isolated areas. In this paper were considered some of these volcanoes as follows: Colima, Nevado de Toluca, Popocatépetl, Pico de Orizaba (Citlaltépetl) and Tacaná. El Chichón volcano was also considered within this group because of its 1982 catastrophic eruption. The volcanic edifice of these volcanoes or part of it, has been constructed during late Pleistocene or even during the Holocene: Colima during the last 2 500 years, Pico de Orizaba 16 500 yr, Popocatépetl 23 000 yr, Tacaná ~26 000 yr, and Nevado de Toluca >50 000 yr. The modern cones of Colima, Popocatépetl, Pico de Orizaba and Tacaná are built inside or besides the remains of older caldera structures left by the collapse of ancestral cones. Colima, Popocatépetl, and Pico de Orizaba represent the youngest volcano of nearly N-S volcanic chains. Despite the repetitive history of cone collapse of these volcanoes, only Pico de Orizaba has been subjected to some studies of hydrothermal alteration and slope stability crucial to understand future potential events of this nature. The magmas that have fed these volcanoes have a general chemical composition that varies from andesitic (Colima and Tacaná), andesitic-dacitic (Nevado de Toluca, Popocatépetl, and Pico de Orizaba) to trachyandesitic (Chichón). These magmas are the result of several magmatic processes that include partial melting of the mantle, crustal assimilation, magma mixing and fractional crystallization. So far, we know very little about the deep processes that occurred between the upper mantle source and the lower crust. However, new data have been acquired on shallower processes between the upper crust and the surface. There exist clear evidences, that most of these magmas have stagnated at shallow magma reservoirs prior to erupt; these depths vary from 3-4 km at Colima volcano, ~6 km at Nevado de Toluca, and 6-12 km at Chichón volcano.

Over the past 15 years, there has been a surge of studies dealing with the volcanic stratigraphy and eruptive history of these volcanoes. Up today no efforts have been achieved to integrate all the geological, geophysical, chemical, and petrological information to produce conceptual models of these volcanoes. Therefore, we still have to precise the size and location of the magma chambers, magma ascent paths and time intervals prior to an eruption, to construct hazard maps to finally establish permanent long-running monitoring systems. Today, only Colima and Popocatépetl have permanent monitoring networks, while Pico de Orizaba, Tacaná, and Chichón have a few seismic stations. Of these, Popocatépetl, Colima, and Pico de Orizaba have volcanic hazard maps that constitute the basic information needed by the Civil Defense authorities, to elaborate information programs to the population as well as evacuation plans in case of a future eruption.

Keywords: Geology, eruptive chronology, active volcanoes, Mexico.

 

1. Introducción

Los primeros reportes sobre eventos de índole volcánica en México aparecen en los códices náhuatl; los volcanes que merecen tal atención fueron el Pico de Orizaba (Citlaltépetl) y el Popocatépetl. Sus erupciones fueron representadas en los códices como un cerro con un copete de humo en su cima. El mejor registro de este tipo pertenece al Popocatépetl, que significa en lengua náhuatl “La montaña que humea”. Los aztecas reportaron la ocurrencia de erupciones en 1363, 1509, 1512 y 1519-1528 (De-la Cruz et al., 1995). Después de la conquista, los volcanes de nuestro país recibieron varias menciones, la mayoría enfocadas a la actividad del Popocatépetl. Sin embargo, fue desde inicios del siglo XIX cuando se hicieron estudios científicos como el de Humboldt en 1804, el de los geólogos Del Río en 1842, Del Castillo en 1870 y Sánchez en 1856. Otros viajeros, entre los cuales había diversos artistas, plasmaron imágenes de nuestros volcanes como Echeverría en 1793, Rugendas entre 1831 y 1834, Baptiste en 1834, Egerton en 1834, Pieschel en 1856, Sattler en 1862 y White entre 1862 y 1863. Aunque sus cuadros nos proveen de información sobre el estado de actividad de varios de los grandes volcanes de México, éstos no representan estudios científicos encaminados a comprender su comportamiento. No es sino hasta 1890 cuando viajeros europeos visitaron nuestro país y realizaron importantes observaciones sobre la disposición de los grandes volcanes de México (Felix y Lenk, 1890). En su informe estos autores propusieron que los volcanes Popocatépetl, Cerro del Ajusco, Nevado de Toluca, así como los volcanes de Pátzcuaro, el Patambán y la Bufa de Mascota (Bufa de Real Alto), estaban asociados genéticamente a la presencia de una sola grieta. En su ensayo también apuntaron la presencia de volcanes alineados en grietas secundarias, como el Pico de Orizaba-Cofre de Perote, el Telapón, Tlamacas, Iztaccíhuatl y Popocatépetl, y el Ceboruco-Cerro de la Bufa. Sin tener un fin particular sino el de comprender la naturaleza de nuestros volcanes, las observaciones realizadas por Felix y Lenk produjeron un gran escepticismo entre la pequeña comunidad geológica de México, dando paso a los primeros cuestionamientos sobre el origen, edad y distribución de nuestros volcanes, de los cuales ya existían estudios muy generales sobre su geología, con algunas notas sobre la edad relativa de algunas cadenas volcánicas. En aquellos años, nuestro país contaba con un número reducido de geólogos que en su mayoría estaban adscritos al Servicio Geológico Nacional, el cual había abierto una brecha importantísima para la creación de la Comisión Geológica de México. Ordóñez, entonces miembro de esta Comisión, y uno de los geólogos más prestigiados del país, había ya puesto un gran énfasis en el estudio de varios de nuestros volcanes. Ordóñez se preguntó la veracidad de las observaciones de Felix y Lenk, y revisó con mucho cuidado el reporte de estos viajeros, planteándose además las mismas preguntas.

Fue así como Ordóñez (1894) puntualizó que no existía una sola grieta que hubiera formado a todos estos volcanes. Con descripciones generales sobre la forma de los volcanes, Ordóñez resaltó la enorme diferencia entre el Nevado de Toluca con su cráter destruido y las erupciones cuaternarias del Popocatépetl con respecto al volcán Ajusco, el cual no contaba con un cráter central que había desaparecido por completo. El mismo Ordóñez también cuestionó de manera aguda, la contemporaneidad y la génesis común entre estos volcanes. En cuanto a la existencia de volcanes ubicados a lo largo de grietas N-S, consideró que las andesitas de piroxeno del volcán Iztaccíhuatl, así como las de otros volcanes de nuestro país, estaban asociadas a volcanes en donde el cráter había sido destruido; en otras palabras, eran volcanes antiguos, lo cual contrastaba con las andesitas de hornblenda del Popocatépetl, el cual contaba con un cráter con una morfología joven y actividad superficial notoria. De esta forma, Ordóñez rechazó la existencia de grietas secundarias con una orientación N-S. A pesar de esta conclusión, él demostró que contaba con un enorme conocimiento de los principales volcanes de México y esto se vio reflejado en la publicación de una serie de estudios sobre los ventisqueros del Iztaccíhuatl (Ordoñez, 1894), las fumarolas del Popocatépetl (Aguilera y Ordóñez, 1895), Colima y Ceboruco (Ordoñez, 1898), el Cofre de Perote (Ordoñez, 1905) y el Nevado de Toluca (Ordoñez, 1902). En sus estudios, definió las características morfológicas de los edificios volcánicos, la petrografía de sus rocas y una serie de descripciones estratigráficas y productos piroclásticos. Su obra sentó las bases del estudio de los volcanes de nuestro país, a fines del siglo XIX, y dio paso a una nueva generación de estudios geológicos en la víspera del inicio del siglo XX, los cuales se vieron favorecidos con la ocurrencia de varias erupciones volcánicas en todo el mundo, pero en particular en Latinoamérica y México.

El primer observatorio meteorológico y vulcanológico en nuestro país fue fundado en 1893 en Zapotlán, Jal., por los presbíteros Arreola y Díaz, quienes realizaron observaciones sistemáticas del volcán de Colima entre 1893 y 1905. En 1895, el mismo padre Arreola fundaba el Observatorio Vulcanológico de Colima (Díaz, 1906), hecho sorprendente si consideramos que el primer observatorio en el mundo fue establecido en 1841, en Italia en el volcán Vesubio por Palmieri, después de una serie de erupciones.

La primera década del siglo XX tuvo un gran impacto en la comunidad geológica mundial dado que ocurrieron varias erupciones importantes en Latinoamérica. El 8 de mayo de 1902, la Montaña Pelée en la isla de la Martinica hizo erupción produciendo una oleada piroclástica que destruyó por completo a la ciudad de San Pedro, acabando con la vida de más de 25 000 personas (Perret, 1937). Un día antes, el 7 de mayo de 1902, el volcán Soufrière devastó la isla de San Vincente terminando con la vida de 2 000 personas (Anderson y Flett, 1903). Finalmente en octubre del mismo año, el volcán Santa María en Guatemala despertó violentamente con una erupción pliniana que cubrió con piedra pómez la porción noroeste de Guatemala y con ceniza hasta el centro de México. Esta erupción produjo un volumen de magma de 12 km³, por lo que representó una de las erupciones más voluminosas del planeta durante el siglo XX (Williams y Self, 1983). La catástrofe de 1902 de la Montaña Pelée atrajo la atención de varios geólogos de todo el mundo, que por primera vez estudiarían de manera detallada la evolución de erupciones subsecuentes y establecerían el Observatorio Vulcanológico de Morne des Cadets en 1903.

Estas erupciones abrieron una brecha importante en el estudio de algunos de los volcanes activos del país, tal es el caso de los estudios realizados por Böse (1903) sobre el volcán Tacaná en el estado de Chiapas. Böse observó que el edificio del Tacaná estaba compuesto por tres cúspides7 que él interpretó como partes de edificios antiguos; además realizó agudas descripciones de la cúspide, así como de pequeños cráteres adventicios que interpretó como el resultado de erupciones recientes. Asimismo, Waitz (1909) concluyó que el volcán Nevado de Toluca representaba la ruina de un volcán andesítico estratificado con un domo central ya apagado y el cual, probablemente, estuvo sujeto a la acción glacial debido a la presencia de canchales o depósitos de morrenas.

Durante la segunda década del siglo XX tuvieron lugar dos erupciones trascendentales para el desarrollo de los estudios vulcanológicos en México. Estas fueron la erupción de 1913 del volcán de Fuego de Colima, que destruyó su domo central y dejó un cráter de 400 m de diámetro, y la erupción del Popocatépetl en 1919-1927. A pesar de que ambas erupciones acontecieron precisamente después del inicio de la Revolución Mexicana, las dos gozaron de atención por parte de geólogos nacionales y extranjeros. Después de dos décadas de relativa quietud volcánica en nuestro país, surgió la noticia del nacimiento de un volcán en un campo de cultivo en el estado de Michoacán el 20 de febrero de 1943, en el poblado de San Juan Parícutin. Del terreno de cultivo se había formado un volcán pequeño de 424 m de elevación que sepultó a los poblados de Parícutin y San Juan Parangaricutiro (Flores-Covarrubias, 1945). Esta erupción fue seguida muy de cerca por vulcanólogos de todo el mundo (Wilcox, 1954; Foshag y González Reyna, 1956; Segerstrom, 1956), por lo que el Parícutin se convirtió en el volcán más estudiado de nuestro país en esos años (Luhr y Simkin, 1993). El día de hoy, el Parícutin forma parte de nuestros libros de texto de educación básica y es un ejemplo del nacimiento de un volcán a nivel mundial. En 1956, una erupción espectacular tuvo lugar en la isla de San Benedicto, en el archipiélago de las islas de Revillagigedo, dando lugar a la formación del volcán Bárcena. Debido a su lejanía de la costa, unos 1000 km al oeste de las costas de Colima, esta erupción fue estudiada por un número menor de vulcanólogos (Richards, 1959, 1965) que sin embargo, dieron un registro fehaciente de la erupción. Para 1962, el cráter del volcán de Colima, formado en 1913, había sido rellenado por lava, marcando el inicio de su actividad moderna con la emanación de flujos de lava y flujos piroclásticos, con erupciones en 1962, 1976, 1981, 1987, 1991, 1994, 1998-2000 y 2002-2005.

La erupción que forma el parteaguas de los estudios vulcanológicos en México es la erupción catastrófica del 28 de marzo de 1982 del volcán Chichón, en el estado de Chiapas. La reactivación violenta (Macías et al., 2003) de un volcán prácticamente desconocido después de 550 años, tomó a la población y a los científicos por sorpresa. Esta erupción le quitó la vida a más de 2 000 personas, destruyó nueve poblados, y causó importantes efectos globales con la emisión de más de 7 Mt de SO2 a la atmósfera y la reducción de la temperatura del planeta en 0.5 °C durante varios meses (Espíndola et al., 2002). La erupción del Chichón representa, hoy en día, la peor catástrofe de índole volcánica en nuestro país. Como consecuencia de esta erupción y del sismo devastador de 1985, se crea el Sistema Nacional de Protección Civil y surge la inquietud por el estudio y monitoreo constante de nuestros volcanes activos. La actividad volcánica continuó en nuestro país con eventos pequeños. En 1986, en el mismo estado de Chiapas, se reactiva el volcán Tacaná con una pequeña erupción freática que origina una fumarola. Esta erupción alertó a las autoridades estatales para iniciar el monitoreo geofísico del volcán.

En la década de los 90 tuvo lugar una pequeña erupción submarina del volcán Everman en las islas Revillagigedo (Siebe et al., 1995a). Otro acontecimiento importante fue la reactivación del Popocatépetl, ocurrida el 21 de diciembre de 1994, la cual representa un paso importante no sólo para el avance de los estudios vulcanológicos de nuestro país, sino también para la mitigación de los desastres volcánicos. Inmediatamente después de iniciada la crisis, se creó un comité científico que se encargó de evaluar su estado de actividad. Uno de los primeros temas que este comité científico consideró necesario para mitigar la crisis volcánica, fue la construcción de un mapa de peligros volcánicos, el cual debería servir a las autoridades de protección civil como base fundamental para crear sus planes de respuesta, localizar rutas de evacuación, albergues, etc. De esta forma, se publicó el mapa de peligros del Popocatépetl (Macías et al., 1995). Al mapa de peligros del Popocatépetl le siguieron los mapas de los volcanes de Colima (Martín-del Pozzo et al., 1995; Navarro et al., 2003) y Pico de Orizaba (Sheridan et al., 2002).

 

2. Ubicación de los volcanes activos de México

La mayor concentración de volcanes en México se encuentra en la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM), en donde se tiene una gran variedad de formas volcánicas como campos de conos monogenéticos, estratovolcanes majestuosos con elevaciones en torno a los 4000 m, volcanes en escudo, volcanes compuestos, calderas, lavas fisurales y domos (Figura 1). Al interior de la misma FVTM existen cadenas de estratovolcanes y volcanes compuestos, que tienen una alineación general N-S y NE-SW en donde, aparentemente, ha ocurrido una migración de la actividad volcánica durante los últimos 2 Ma hacia la porción frontal del arco volcánico. En otras palabras, los volcanes activos de estas cadenas están ubicados en el extremo sur de las mismas. Estas cadenas están formadas por los volcanes Cántaro-Nevado de Colima-Colima, Tláloc- Telapón-Iztaccíhuatl-Popocatépetl y Cofre de Perote-Las Cumbres-Pico de Orizaba-Sierra Negra. En este trabajo se consideran sólo algunos de los grandes volcanes de México y de esta forma se tratarán a los volcanes Colima, Nevado de Toluca, Popocatépetl, Pico de Orizaba y Tacaná. Por sus repercusiones catastróficas, también se incluye en este grupo al volcán Chichón que entró en erupción en 1982. A continuación se realiza la descripción de cada uno de estos volcanes, recopilando y analizando los estudios realizados y se reflexiona sobre las limitaciones de los mismos y los que quedan pendientes.

 

3. Volcán de Colima

El volcán de Colima o Fuego de Colima (19°30’45”; 103°37’) tiene una elevación sobre el nivel del mar de 3 860 m, por lo que representa la octava cima más alta del país (Figura 2). Su nombre Colima proviene de la lengua náhuatl que significa “El Dios del fuego que domina”. El volcán está ubicado a unos 100 km al sur de la ciudad de Guadalajara y a 30 km al norte de la ciudad de Colima. El volcán de Colima forma parte de una cadena volcánica con orientación N-S, que está constituida por los volcanes: Cántaro, Nevado de Colima y el volcán de Colima.

Figura 1. Localización de los principales volcanes de México (triángulos negros), éstos se agrupan entre el paralelo 19 y 20° de latitud norte para formar la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM). Sin embargo existen otras regiones volcánicas aisladas como: las islas Revillagigedo, el complejo volcánico de Tres Vírgenes, el campo volcánico de Los Tuxtlas, el arco volcánico Chiapaneco. Los volcanes que se tratan en este trabajo aparecen como triángulos grises. AVC=arco volcánico Chiapaneco y AVCA=arco volcánico de Centroamérica.

Figura 2. Vista panorámica del flanco sur del volcán de Colima tomada en diciembre de 1998. En esta imagen se aprecian las pendientes empinadas del cono por donde descienden bloques de lava que colapsan desde su cima.

 

3.1. Estudios previos

Los primeros estudios geológicos sobre el volcán de Colima fueron realizados por Waitz (1906, 1915, 1935) quien realizó observaciones generales y describió la formación de flujos piroclásticos durante la erupción de 1913. Desde esa fecha hasta fines de la década de los cincuentas, la actividad del volcán de Colima quedó restringida al interior del cráter. En 1962 el cráter del volcán estaba completamente lleno con lo que inició la emisión evidente de lavas en los flancos del volcán atrayendo la atención de varios investigadores que estudiaron la morfología y características generales del complejo volcánico (Mooser, 1961), sobre flujos piroclásticos tipo Merapi (Thorpe et al., 1977), y la primera evolución geológica del volcán (Demant, 1979). La década de 1980 representa el punto de partida de los estudios modernos del volcán de Colima. Después de la erupción de 1981, Medina-Martínez (1983), presentó el primer análisis sobre la recurrencia eruptiva del volcán de Colima durante los últimos 400 años. Asimismo, se realizaron una serie de estudios químicos y petrológicos de los productos del volcán y aparatos adventicios (Luhr y Carmichael, 1980, 1981, 1982, 1990a) y sobre los colapsos del edificio volcánico (Robin et al., 1987) los cuales crearon un gran interés sobre el volcán y continuaron durante los años sucesivos (Luhr y Prestegaard, 1988; Stoopes y Sheridan, 1992; Komorowski et al., 1997; Capra y Macías, 2002; Cortés-Cortés, 2002). La década de los noventa quedó marcada por erupciones pequeñas provocadas por la intrusión de cuerpos de magma, que al abrirse paso hacia la superficie originaron flujos de lava y flujos piroclásticos de bloques y cenizas. Estas erupciones fueron estudiadas desde diversos ángulos que incluyen estudios sísmicos (Núñez- Cornu et al., 1994; Jiménez et al., 1995; Domínguez et al., 2001; Zobin et al., 2002), petrológicos (Connor et al., 1993; Luhr, 2002; Macías et al., 1993; Mora et al., 2002; Valdez-Moreno et al., 2006), geoquímicos de gases (Taran et al., 2002) y estratigráficos (Martín-del Pozzo et al., 1987; Rodríguez-Elizarrarás et al., 1991; Rodríguez-Elizarrarás, 1995; Navarro-Ochoa et al., 2002; Saucedo et al., 2002; Saucedo et al., 2004a). Durante los últimos 25 años se han presentado varios mapas geológicos del volcán de Colima (Demant, 1979; Luhr y Carmichael, 1990b; Rodríguez- Elizarrarás, 1991; Cortés et al., 2005). Dado el peligro que representa el volcán para las poblaciones circundantes, también se han presentado mapas de peligros volcánicos (Sheridan y Macías, 1995; Martín-del Pozzo et al., 1995; Navarro et al., 2003; Saucedo et al., 2004b).

Figura 3. Esquema de la porción oeste de la FVTM (modificado de DeMets y Stein, 1991; Lange y Carmichael, 1991 y Luhr et al., 1989). Las estructuras volcánicas son: 1) San Juan, 2) Sangangüey, 3) Tepetiltic, 4) Ceboruco, 5) Tequila, 6) Caldera de la Primavera. Complejo volcánico de Colima: 7) Cántaro, 8) Nevado de Colima y 9) volcán de Colima. Las abreviaciones son: RTZ- rift Tepic-Zacoalco, GCh- graben de Chapala, GCi graben de Citala, y TM- Trinchera Mesoamericana (línea discontinua). Las líneas delgadas representan fracturas.

 

3.2. Evolución de la cadena volcánica

Desde un punto de vista tectónico, la porción NW de la FVTM está sujeta a la subducción de la placa de Rivera por debajo de la placa de Norteamérica, y a la presencia de un triple sistema de rift: el rift de Tepic-Zacoalco al noroeste, el rift de Chapala al este y el graben de Colima al sur (Luhr et al., 1985; Garduño y Tibaldi, 1990) (Figura 3). Los primeros dos sistemas delimitan al norte y al este el llamado bloque Jalisco, y se consideran antiguas estructuras corticales reactivadas por efecto de las fuerzas aplicadas en los límites de placas (Rosas-Elguera et al., 1996). De acuerdo con Cortés et al. (2005), el complejo volcánico de Colima (CVC) está construido sobre un basamento de andesitas y volcaniclásticos del Cretácico Inferior de la Formación Tecalitlán, areniscas y lutitas de la Formación Encino, calizas masivas de la Formación Tepames, lechos rojos del Cretácico Superior de la Formación Coquimatlán, intrusivos cretácicos y una secuencia volcánica del Terciario, constituida por derrames de basaltos, andesitas, brechas volcánicas dacíticas e ignimbritas (Figura 4). La actividad volcánica cuaternaria en el graben de Colima inició hace aproximadamente 1.6 Ma con la formación del estratovolcán Cántaro (Allan, 1986). Allan y Carmichael (1984) reportaron edades de K-Ar para este volcán que varían de 1.66±0.24, 1.52±0.20 y 1.33±0.20 Ma. El Cántaro está compuesto por derrames de lava de composición andesítica, al que siguieron domos de composición dacítica (Luhr y Carmichael, 1990b). La actividad del volcán Cántaro finalizó hace aproximadamente 1.0 Ma. Posteriormente, la actividad volcánica migró ~15 km al sur, para formar el volcán ancestral Nevado de Colima, el cual tuvo una historia eruptiva bastante compleja descrita en dos fases eruptivas por Mooser (1961), en cuatro por Robin et al. (1987) y en seis periodos eruptivos por Cortés et al. (2005). Según estos últimos autores, varios de estos periodos eruptivos estuvieron influenciados por la falla Tamazula (Garduño-Monroy et al., 1998) y tres de ellos están asociados a depósitos de avalanchas de escombros los cuales se resumen a continuación:

1) Durante el primer periodo eruptivo hace aproximadamente 0.53 Ma, se formó un edifico volcánico que tenía unos 25 km de diámetro (Robin et al., 1987). Este estratovolcán está compuesto por derrames de lavas andesíticas, flujos piroclásticos y depósitos de caída aérea, que alcanzaron un volumen total superior a 300 km³.

2) Formación de un segundo edificio volcánico, con dimensiones menores al anterior, compuesto por derrames de lava, flujos piroclásticos y depósitos de pómez de caída de composición andesítica de edad desconocida.

3) Construcción de un tercer edificio volcánico constituido por depósitos de flujos de lava, flujos piroclásticos y material de caída de composición andesítica. Este edifico está asociado a una caldera semicircular de ≥4 km de diámetro abierta hacia el SE, producida por el colapso del edificio volcánico, el cual generó la primera avalancha de escombros expuesta al NE del poblado El Platanar.

4) La actividad continuó con la construcción de un nuevo edificio volcánico, con una emisión de flujos de lava andesíticos de hasta 17 km de largo, flujos piroclásticos y material de caída área. Algunas de las lavas de este edificio tienen edades de 0.35 Ma (Robin y Boudal, 1987). La actividad de este edificio volcánico culminó con el colapso lateral de su flanco hacia el SE, lo que originó una segunda avalancha de escombros, cuyos depósitos afloran hasta 25 km al SE del cráter en los cauces de la barranca Beltrán y río Tuxpan-Naranjo. La edad precisa de este colapso se desconoce todavía.

5) La actividad reinició al interior de la caldera anterior mediante el emplazamiento de espesos flujos de lava y depósitos de flujos piroclásticos expuestos en la barranca Atenquique; estos depósitos construyeron un quinto edificio volcánico. Este periodo finalizó con un evento explosivo, que originó flujos de bloques y cenizas que viajaron hasta 17 km al ESE del volcán en la zona de Atenquique y dejó una caldera semicircular abierta hacia el ENE en la cima del volcán. Estos depósitos sobreyacen discordantemente a lahares y depósitos fluviales de la Formación Atenquique (Mooser, 1961) que Robin y Boudal (1987) fecharon entre 0.38 y 0.26 Ma. Esta caldera fue asociada por otros autores al colapso gravitacional del Nevado de Colima ocurrido hace 18 500 años antes del presente (AP), que generó una tercera avalancha de escombros (Robin et al., 1987; Stoopes y Sheridan, 1992; Capra-Pedol, 2000; Capra y Macías, 2002). Es probable que la fuente de este colapso se encuentre en una parte de esta caldera, sin embargo, la edad del colapso es aparentemente más joven. Independientemente del origen de dicho colapso, esta avalancha de escombros despertó gran interés entre la comunidad vulcanológica. Inicialmente se consideró que ésta había viajado a lo largo de los valles de los ríos Tuxpan-Naranjo y Salado, hasta alcanzar la costa del Pacífico, a una distancia de 120 km de la cima del volcán (Stoopes y Sheridan 1992), siendo una de las más grandes en el mundo. Sin embargo, Capra- Pedol (2000) y Capra y Macías (2002) concluyeron que este evento inició como un colapso gravitacional, que produjo una avalancha de escombros y viajó 25 km hasta el cauce del río Naranjo. El depósito formó una represa que bloqueó el drenaje y dio lugar a la formación de un lago temporal. Pocos días después, la represa cedió originando un flujo de escombros, que viajó a lo largo de los ríos Tuxpan-Naranjo hasta el Océano Pacífico.

6) A este periodo siguió un lapso de quietud volcánica del Nevado de Colima, que permitió la formación de suelos seguida de eventos explosivos, con la generación de flujos de ceniza y pómez extensos de color amarillo (Yellow ash de Robin y Boudal, 1987). Uno de estos depósitos fue fechado en 17 960 años AP al NW del poblado de Quesería, cuya edad es muy cercana a la avalancha más joven del Nevado, por lo que representan eventos asociados o muy cercanos en el tiempo. Asimismo, tuvieron lugar una serie de erupciones plinianas entre 8 000 y 2 000 años AP, las cuales emplazaron depósitos de caída y oleadas piroclásticas en el interior de la caldera (Navarro-Ochoa y Luhr, 2000; Luhr y Navarro-Ochoa, 2002). La actividad eruptiva del Nevado de Colima finalizó con derrames andesíticos contenidos dentro de la caldera y el emplazamiento del domo El Picacho, que representa la cima actual del volcán.

 

3.2.1. Volcán Paleofuego

Al mismo tiempo que las últimas etapas de actividad del Nevado de Colima se construyó el cono ancestral del volcán de Colima, conocido como Paleofuego (Robin y Boudal, 1987), a unos 5 km al sur (Figura 4). Este edificio volcánico está representado por una caldera de 5 km de diámetro abierta hacia el sur; la proyección de sus paredes indica que este volcán debió de haber alcanzado unos 4 100 m de elevación (Luhr y Preestegard, 1988). Las paredes de la caldera del Paleofuego en su flanco norte están compuestas por derrames de lava andesíticos alternados con depósitos de flujos de bloques y ceniza, que en conjunto presentan un espesor mayor de 300 m (Cortés et al., 2005). Estos flujos de lava se extienden 17.5 km al SW y 31 km al SE. Una secuencia compuesta por un flujo piroclástico, lahares y capas lacustres, fue fechada en 38 400 años AP por Komorowski et al. (1993) quienes la asociaron al volcán Paleofuego. Por lo tanto, esta edad representa la mínima del inicio de la actividad de este volcán.

Waitz (1906) fue el primero en mencionar la caldera del Paleofuego, quien la describió como un maar; Demant (1979) asoció su formación a una serie de erupciones cíclicas de escoria y ceniza; Robin et al. (1987) y Luhr y Preestegard (1988) la interpretaron como una estructura debida al colapso del volcán tipo Santa Elena. Estos últimos autores estimaron un área de 1 550 km² para el depósito de avalancha ubicado al sur del volcán y fecharon material carbonizado en su base en 4280±110 años AP. Sin embargo, Robin et al. (1987) le asignaron una edad superior a la anterior de 9370±400 años AP y la interpretaron como una unidad compuesta por varios depósitos. Este depósito fue mapeado detalladamente por Komorowski et al. (1997), quienes afirmaron que este depósito representaba la avalancha de escombros más reciente del volcán, la cual viajó alrededor de 30 km hacia el sur, cubrió una superficie ~1 200 km² y tuvo lugar hace 2 500 años AP. Cortés et al. (2005) reportaron que en realidad el volcán Paleofuego de Colima había colapsado al menos en cinco ocasiones y que estos depósitos cubrían un área de 5 000 km² (Figura 4). A continuación se resumen estos eventos:

El depósito de avalancha más antiguo (CVP3; Cortés et al., 2005) aflora 40 km al sur del actual volcán de Colima, alrededor de Coquimatlán. Este depósito forma una serie de montículos pequeños alargados en dirección del flujo y cubre una superficie ~445.5 km², con un espesor promedio de 20 m y un volumen de 8.9 km³. La avalancha está cubierta por una secuencia fluvial y de lahares que está dividida por un paleosuelo fechado en 16650±135 años AP.

El segundo depósito de avalancha (CVP4) aflora en las inmediaciones del poblado de Mazatán al oeste del volcán y sobre las calizas de Cerro Grande. Esta avalancha seguramente represó el río Armería, dado que está cubierta por una secuencia de depósitos lacustres, que fueron fechados en 6 390 y 7 380 años AP por Komorowski et al. (1997). El tercer depósito de avalancha (CVP5) cubre una superficie hacia el sur de ~586 km² y tiene un volumen ~30 km³. De 0 a 15 km del volcán, la avalancha está constituida por una topografía abrupta de montículos (facies de bloques), con depresiones cerradas en donde se formaron varios lagos (El Jabalí, Carrizalillos, etc.). A una distancia de entre 15 y 30 km del volcán, la avalancha tiene una topografía suave con lomeríos (facies de matriz). La facies de bloques consiste de bloques de lava de color rojo y gris con fracturamiento en rompecabezas y escasa o nula matriz. La facies de matriz consiste de bloques angulosos de andesita de hasta 2 m, sostenidos por una matriz de ceniza fina semiconsolidada. El material orgánico encontrado al interior de este depósito fue fechado en 6990±130 años AP (Cortés-Cortés y Navarro-Ochoa, 1992).

El cuarto depósito de avalancha de escombros (CVP6) se extiende hacia el SW del volcán hasta 25 km de la cima del volcán actual de Colima y cubre una superficie aproximada de 40 km². Cortés-Cortés (2002) definió un depósito de avalancha que consiste en megabloques asimilados de diferentes depósitos volcánicos y fluvio-lacustres, fechado en 3 600 años AP (Komorowski et al., 1997). El quinto depósito corresponde al evento más joven fechado en 2 500 años AP descrito anteriormente.

Figura 4. Mapa geológico simplificado de la porción meridional del complejo volcánico de Colima (tomado de Cortés et al., 2005) sobrepuesto a un modelo digital de terreno. Por simplicidad se señala únicamente la geología del volcán de Colima y una porción del volcán Nevado de Colima.

 

3.2.2. Volcán de Colima

Después del último colapso del volcán Paleofuego ocurrido hace aproximadamente 2 500 años AP, la actividad volcánica migró hacia el sur y se instauró dentro de la caldera del Paleofuego. Esta actividad ha dado origen al actual volcán de Colima, el cual tiene un volumen aproximado de 10 km³ y ha crecido a razón de 0.002 km³/año (Luhr y Carmichael, 1990a, 1990b).

Este estratovolcán está compuesto por una alternancia de derrames andesíticos, depósitos de flujos piroclásticos y de caída. Una de las características del volcán de Colima ha sido la generación de flujos piroclásticos que han alcanzado hasta 15 km del cráter; los más notables son aquellos formados durante la erupción de 1913.

Durante los últimos 400 años, el volcán de Colima ha presentado alrededor de 43 erupciones que lo colocan como el volcán más activo de Norteamérica (De-la Cruz-Reyna, 1993; Saucedo et al., 2004b). Como consecuencia de su constante actividad, el volcán de Colima cuenta con el registro histórico más completo de los volcanes mexicanos.

Los trabajos más detallados sobre la actividad histórica del Colima son aquellos publicados por Medina-Martínez (1983), De-la Cruz-Reyna (1993), Saucedo y Macías (1999) y Bretón-G. et al. (2002), en ellos se mencionan erupciones ocurridas en los siglos XVI y XVII (Tello, 1651), el 13 de diciembre de 1606 (Arreola 1915), el 15 de abril de 1611 (Bárcena, 1887), en 1690 (De-la Cruz-Reyna, 1993), en 1771 (Bárcena, 1887) y un gran número de menciones de eventos menores. Sin embargo, el registro más detallado de las erupciones comienza con la erupción ocurrida el 15 de febrero de 1818 (Sartorius, 1869), la cual destruyó un domo de lava (Dollfus y Monserrat, 1867) y arrojó escoria y ceniza hasta las ciudades de Guadalajara, Zacatecas, Guanajuato, San Luis Potosí y México (Bárcena, 1887; Arreola, 1915). Después de la erupción quedó un cráter abierto mayor a 500 m de diámetro y con forma de embudo, con paredes que variaban de 50 a 230 m.

El 12 de junio de 1869 inició la formación del domo adventicio “El Volcancito”, misma que concluyó en 1872 (Sartorius, 1869; Bárcena, 1887). Orozco et al. (1869) reportaron que “El Volcancito” estaba localizado a una altura de 3 500 m y que había alcanzado una altura total de 300 metros a partir de su base ubicada a 3 200 m. La etapa comprendida entre los años 1893 y 1903 es especialmente importante en el estudio del volcán Colima, ya que tanto el padre Arreola, en Colima, Col. como su colega Castellanos, en Zapotlán, Jal. (hoy Ciudad Guzmán), instalaron observatorios para vigilarlo. A partir de esta fecha se hicieron observaciones sistemáticas que continuaron hasta 1906, mismas que mensualmente eran publicadas en el Boletín del Observatorio Meteorológico Central de México (Arreola, 1915).

La erupción explosiva mejor documentada del volcán de Colima fue la ocurrida en 1913. Antes de la erupción la cima del volcán tenía un cráter cubierto por un domo de lava. La erupción comenzó el 17 de enero de 1913 (Ortiz- Santos, 1944) con una serie de explosiones que generaron densas nubes de vapor y ceniza. El 20 de enero la erupción continuó con la formación de una columna pliniana que alcanzó 21 km de altura (Saucedo-Girón, 1997). Esta columna provocó una lluvia de ceniza, que en Zapotlán, Jal. alcanzó 15 cm de espesor y en la Barca, Jal., alrededor de 4 cm según el periódico El Imparcial publicado el 21 de enero de 1913. Ésta llegó hasta Saltillo, Coah., a más de 700 km del volcán. El volumen total de la erupción de 1913 fue estimado en 0.9 km³ (Saucedo-Girón, 1997). Durante la erupción también se produjeron flujos piroclásticos, los cuales fluyeron 15 km por el flanco sur del volcán, dejando depósitos de ceniza y rocas de 40 m de espesor (Waitz, 1915). Como resultado de esta explosión, la morfología de la cima del volcán cambió drásticamente, el edificio perdió 100 m de altura y se formó un cráter con un diámetro cercano a 400 m y profundidad desconocida. Para 1931, la profundidad del cráter oscilaba entre 50 y 100 m (Waitz, 1935; Arreola 1915); para 1958, el cráter estaba casi completamente ocupado por un tapón de lava en Grandes volcanes activos de México 389 bloques (Mooser, 1961) que, entre 1961 y 1962, comenzó a derramarse por la ladera norte del volcán de Colima formando una lengua de lava que llegó hasta la base norte del volcán, en el sitio denominado El Playón. En 1975-1976 comenzó la generación de varios flujos de lava acompañados por primera vez de flujos piroclásticos, los cuales fueron documentados por Thorpe et al. (1977). Esta clase de actividad consistió en la intrusión de un cuerpo de magma que empujó el domo o tapón central y eventualmente generó derrames andesíticos como el de 1982 (Luhr y Carmichael, 1990b) y/o flujos piroclásticos producidos por el colapso gravitacional de las partes externas del domo, como el de 1991 (Rodríguez-Elizarrarás et al., 1991), también de la parte frontal de los flujos de lava, como en 1998 (Saucedo et al., 2002), y de manera más violenta, durante los primeros meses del año 2005.

 

4. Volcán Nevado de Toluca

El volcán Nevado de Toluca (99°45’W; 19°09’N) está ubicado a 23 km en dirección suroeste de la ciudad de Toluca (Figura 5). Con una elevación de 4 680 metros sobre el nivel del mar, representa la cuarta cima más alta del país. El Nevado de Toluca también es conocido como “Xinantécatl” (hombre desnudo, en lengua náhuatl), aunque recientemente García-Martínez (2000) concluyó que el nombre náhuatl apropiado para el volcán es “Chicnauhtécatl” que significa “nueve colinas”. El edificio volcánico se encuentra emplazado en un basamento de rocas volcanosedimentarias metamorfizadas de edad Jurásico- Cretácico (Bonet, 1971; Bloomfield et al., 1977; Campa et al., 1974; Demant, 1981), ignimbritras de composición riolítica del Eoceno y derrames andesíticos del Mioceno (García-Palomo et al., 2002) (Figura 6).

Figura 5. Imagen de satélite tipo LANDSAT que muestra el alcance máximo del depósito de flujos de escombros Pilcaya y el lahar El Mogote de manera conjunta según Capra y Macías (2002). El volcán Nevado de Toluca se ubica a 21 km al SW de la ciudad de Toluca que no aparece en esta imagen.

 

Figura 6. Mapa geológico simplificado del volcán Nevado de Toluca tomado de García-Palomo et al. (2002). En este mapa aparece la Secuencia Basal, el volcán San Antonio, las diferentes fases de formación del Nevado de Toluca y la porción occidental del campo volcánico de Chichinautzin.

 

El Nevado de Toluca (NT) es un volcán de tipo compuesto de edad Pleistoceno tardío-Holoceno constituido por andesitas y dacítas calcialcalinas (Bloomfield y Valastro, 1974; Cantagrel et al., 1981; García-Palomo et al., 2002). El Nevado de Toluca está emplazado en dos cráteres antiguos en forma de anfiteatro (flancos SE y NE), los cuales están relacionados con el colapso parcial del edificio dado que se han encontrado depósitos de avalanchas de escombros en sus alrededores. El flanco norte del NT tiene una elevación relativa con respecto a la cuenca del río Lerma de 2 015 m y en su flanco sur de 2 900 m, considerando el poblado de Ixtapan de la Sal (Figura 5). El cráter del Nevado de Toluca está truncado (Figura 7a), tiene una forma elíptica con un diámetro de 2x1.5 km, con su eje mayor orientado en dirección E-W y una apertura en forma de herradura hacia el este. En el interior del cráter existen dos lagos llamados el Sol y la Luna, con una elevación de 4 200 m, separados por un domo dacítico central conocido como “El Ombligo” (Figura 7b). El agua de estos lagos tiene una composición alcalina (Armienta et al., 2000). Navajas de obsidiana y restos de cerámica prehispánica aparecen esparcidas en la superficie de El Ombligo y en las profundidades de los lagos, lugares en donde se realizaban ceremonias religiosas por los antiguos pobladores (matlazincas) y posteriormente por los aztecas (Quezada-Ramírez, 1972). Otro aspecto importante del cráter del NT y sus flancos son los vestigios de actividad glacial (depósitos de morrenas y glaciares rocosos) ocurrida durante el Pleistoceno tardío y el Holoceno (Heine, 1988; Aceves-Quezada, 1996; Vázquez-Selem y Heine, 2004).

 

4.1. Estudios previos

En los primeros estudios geológicos efectuados en el volcán Nevado de Toluca, se describió su morfología general y aspectos petrográficos (Ordoñez, 1902; Hovey, 1907; Flores, 1906; Waitz, 1909). Sin embargo, no fue hasta los años setenta cuando se realizaron los primeros estudios sobre la geología del Nevado de Toluca y su evolución vulcanológica (Bloomfield y Valastro, 1974; Bloomfield y Valastro, 1977; Bloomfield et al., 1977; Whitford y Bloomfield, 1977). Estos autores describieron dos erupciones de tipo pliniano que produjeron los famosos depósitos conocidos como la Pómez Toluca Inferior y la Pómez Toluca Superior, y que fecharon con el método de radiocarbono en 24 000 y 11 600 años AP. Asimismo, en estos estudios se estableció parte de su historia eruptiva reciente y el carácter calcialcalino de sus productos. Posteriormente, Cantagrel et al. (1981) dividieron la evolución del NT en dos etapas principales. La más antigua compuesta por una serie de lavas andesíticas que conforman el edificio antiguo con edades obtenidas con el método de K-Ar de 1.60±0.12 y 1.23±0.15 Ma. La más joven consistía en una secuencia compleja de depósitos volcaniclásticos, sin diferenciar, que circundan el volcán. Estos depósitos en el flanco sur alcanzan espesores mayores de 100 m, con una edad de 100 000 años. Según estos autores, la actividad entre ambas etapas fue esencialmente volcaniclástica. Después de estos estudios, el NT permaneció casi sin ser estudiado hasta la década de los noventa, cuando se iniciaron una serie de estudios encaminados a descifrar su ambiente estructural (García-Palomo et al., 2000), su geología e historia eruptiva (Macías et al., 1997a; García-Palomo et al., 2002), los depósitos producidos por erupciones de tipo pliniano (Arce et al., 2003; Arce et al., 2005b; Capra et al., 2006), los colapsos del edificio volcánico (Capra y Macías 2000), los aspectos geomorfológicos del volcán (Norini et al., 2004), los paleosuelos preservados entre los depósitos piroclásticos y su significado paleoambiental (Sedov et al., 2001; Sedov et al., 2003; Solleiro-Rebolledo et al., 2004) y estudios paleoambientales realizados en la cuenca del Alto Lerma (Metcalfe et al., 1991; Newton y Metcalfe, 1999; Caballero et al., 2001; Caballero et al., 2002; Lozano-García et al., 2005).

Figura 7. a) Vista del flanco occidental del volcán Nevado de Toluca que muestra su cráter truncado cuya elevación máxima está representada por el Pico del Fraile. Fotografía tomada en la carretera Toluca-Valle de Bravo por Jorge Neyra el 19 de mayo de 2001. b) Vista hacia el sureste del interior del cráter del Nevado de Toluca cubierto de nieve en enero de 1992. Aquí se aprecia el domo dacítico El Ombligo y el lago del Sol congelado que se encuentra a una elevación de 4 230 m. Al fondo se aprecia el cráter abierto hacia el este. Fotografía de Jorge Neyra.

 

4.2. Evolución del Nevado de Toluca

Los resultados del estudio estructural (García-Palomo et al., 2000) indican que el NT se emplazó en la intersección de tres sistemas de fallas con orientaciones NW-SE, NE-SW y E-W; esta geometría estructural ha favorecido la formación de abanicos piroclásticos adyacentes con morfología suave en el flanco norte del volcán y el relleno de estructuras tipo graben en su flanco sur (García-Palomo, 1998; García-Palomo et al., 2002). La actividad volcánica en la región inició hace 1.6-1.3 Ma, con la formación de un aparato volcánico denominado Paleonevado, el cual estaba ubicado al S-SE del edifico actual (Cantagrel et al., 1981), aunque estudios recientes indican que esta actividad inició hace 2.6 Ma (Norini et al., 2004). El Paleonevado fue construido mediante el emplazamiento de lavas de composición andesítica hasta hace 1.2 Ma (García-Palomo et al., 2002; Norini et al., 2004). Entre 1.2 Ma y 0.1 Ma, el Paleonevado estuvo sujeto a una intensa actividad erosiva (Cantagrel et al., 1981) representada por lahares y sedimentos fluviales (Macías et al., 1997a; Capra y Macías, 2000) (Figura 8). La formación del edifico moderno del NT se inició hace aproximadamente 0.1 Ma con la emisión de productos dacíticos que han dado lugar a actividad de tipo explosivo (Macías et al., 1997a; García-Palomo et al., 2002). Durante el Pleistoceno tardío, el flanco sur del edifico moderno del Nevado de Toluca colapsó en dos ocasiones, originando avalanchas de escombros que se han transformado en flujos de escombros con la distancia (Scott et al., 2001). Las cicatrices producidas por dichos colapsos han desaparecido debido tanto a la actividad volcánica subsiguiente como a la actividad glaciar.

Figura 8. Columna estratigráfica simplificada de los depósitos piroclásticos del Nevado de Toluca tomada de Macías et al. (1997) y García-Palomo et al. (2002).

 

Los depósitos FDP y DAD1 representan los depósitos de dos antiguos colapsos ocurridos hacia el sur del volcán sobre los cuales descansan los depósitos piroclásticos dacíticos del Nevado de Toluca.

El colapso más antiguo está representado por una avalancha de escombros (A1; Macías et al., 1997a), de color café claro, parcialmente litificada, con bloques con estructura de rompecabezas inmersos en una matriz de arena gruesa, y un espesor aproximado de 10 m. Este depósito está distribuido en la región sur del Nevado de Toluca, hasta distancias mínimas de 35 km (Figura 5). Al colapso le siguió el emplazamiento de lahares y sedimentos fluviales y lacustres en pequeñas depresiones, durante un periodo de cientos a miles de años, aún sin determinar con precisión. Todavía durante el Pleistoceno tardío ocurrió un nuevo colapso del flanco sur del NT, el cual fue favorecido por la intensa alteración hidrotermal del edifico volcánico.

Su origen y trayectoria fueron reconstruidos por Capra y Macías (2000). Este evento generó una avalancha de escombros (A2, Macías et al., 1997a), que inmediatamente se transformó en un flujo de escombros denominado “Pilcaya Debris Flow”, el cual viajó hasta 55 km desde la cima. Este depósito es masivo, de color café claro con bloques dacíticos (algunos con estructura de rompecabezas) inmersos en una matriz de arena gruesa. El depósito Pilcaya descansa sobre un paleosuelo café claro y es sobreyacido por un depósito de lahar “El Mogote”, originado a partir del flujo de escombros Pilcaya. Por su posición estratigráfica se le asigna una edad tentativa >40 000 años.

La actividad del NT durante el Pleistoceno tardío prosiguió con explosiones de gran magnitud que produjeron flujos piroclásticos de pómez de color rosa y color blanco, en todas direcciones alrededor del volcán. Uno de estos depósitos contiene material carbonizado con una edad de 42 000 años. Estos depósitos generalmente están expuestos en la base de varias barrancas alrededor del NT y son cubiertos por depósitos de flujos de bloques y ceniza fechados en 37 000 años. El NT ha tenido una actividad muy intensa durante los últimos 50 000 años, por una parte con erupciones que han causado la destrucción total o el colapso parcial de domos dacíticos y por otra, con la generación de columnas plinianas que han depositado secuencias espesas de caída.

 

4.3. Destrucción parcial o total de domos

Los depósitos de flujos de bloques y ceniza producidos por las erupciones asociadas a la destrucción de domos fueron reconocidos como “old lahar assemblages” (Bloomfield y Valastro, 1974, 1977) o “nueés ardentes” (Cantagrel et al., 1981). Bloomfield y Valastro (1977) estimaron la edad de estos depósitos en 28 000 años AP, con base en la edad de 14C de un paleosuelo que cubre el depósito. Sin embargo, Macías et al. (1997a) identificaron dos depósitos de flujos de bloques y cenizas, el depósito antiguo lo fecharon en 37000±1125 años y lo correlacionaron con el depósito denominado “gray lahar” (Heine, 1988) fechado en 35600+2600/-1800 años y que está subyacido por un paleosuelo fechado en 38 000 años (Cantagrel et al., 1981). El flujo de bloques y cenizas joven fue fechado en 28140+865/-780 y 28925+625/-580 años; estas fechas se correlacionan con la edad de 27580±650 años, fechada en una grava fluvial encima del depósito por Bloomfield y Valastro (1977). Estudios posteriores mostraron que existen al menos cinco depósitos de flujos piroclásticos de bloques y ceniza con edades de 37, 32, 28, 26 y 14 ka (García- Palomo et al., 2002). El depósito de 14 ka, también aparece en el registro estratigráfico del lago de Chiconahuapan (Newton y Metcalfe, 1999; Caballero et al., 2001; 2002). Los cinco depósitos de flujos de bloques y cenizas tienen una distribución amplia alrededor del Nevado de Toluca y alcanzan distancias mínimas de 25 km con espesores aún considerables. Los depósitos más extensos son aquellos de 37, 28 y 14 ka AP (Figura 9). Éstos son de color gris, masivos de hasta 30 m de espesor con conductos de desgasificación y leña carbonizada; generalmente consisten de varias unidades de flujo. Estos flujos están compuestos por líticos juveniles con pocos líticos con alteración hidrotermal, escasa pómez y obsidiana. Los líticos juveniles de estos depósitos tienen una composición química uniforme, con un rango en la concentración de sílice que va de 65 a 67% en peso.

Figura 9. Cantera El Refugio localizada a 15 km al NE del cráter del Nevado de Toluca en donde están expuestos los flujos de bloques y cenizas (FBC) de la erupción ocurrida hace 37 000 años.

 

4.4. Erupciones plinianas

Los primeros estudios sobre la estratigrafía del NT fueron dedicados precisamente a dos erupciones plinianas muy bien registradas en los flancos del NT y en la cuenca del Lerma. Estos depósitos fueron denominados por Bloomfield y Valastro (1974, 1977) como: Pómez Toluca Inferior (PTI) de ~24 500 años AP y Pómez Toluca Superior (PTS) de ~11 600 años AP. Estas erupciones fueron fechadas mediante paleosuelos y material carbonizado encontrado por debajo de los depósitos, pero nunca con material encontrado dentro. Sin embargo, estudios detallados recientes indican que la edad de estas erupciones es ligeramente más joven, ~21 700 años AP para la PTI (Capra et al., 2006) y ~10 500 años AP para la PTS (Arce-Saldaña, 2003; Arce et al., 2003). Posteriormente, se reconocieron los depósitos de una erupción fechada en ~12 100 años denominada inicialmente como “White Pumice Flow” por Macías et al. (1997a) y que fue estudiada con más detalle (Cervantes-de la Cruz, 2001; Arce et al. 2005b) y designada como Pómez Toluca Intermedia. Además, García- Palomo et al. (2002) reconocieron otro depósito de caída de tipo pliniano que fue nombrado Pómez Ocre, fechado en ~36 000-37 000 años AP. De estos cinco eventos eruptivos producidos en el cráter del NT, cuatro han sido estudiados con detenimiento y se resumen a continuación:

La Pómez Toluca Inferior (~21 700 años) fue originada a partir de una columna pliniana que alcanzó 24 km de altura, para después ser dispersada hacia el NE. La erupción fue seguida por varios pulsos subplinianos y explosiones hidromagmáticas que produjeron un volumen total de 2.3 km³ (0.8 km³ de DRE, Roca Densa Equivalente por sus siglas en inglés). Esta erupción es muy particular en la historia eruptiva del NT por dos razones: en primer lugar incorporó fragmentos de esquistos del basamento, y en segundo la pómez tiene una composición química que varía de andesita 55% a dacita 65% en peso de SiO2. Las pómez andesíticas representan el magma más básico emitido por el NT durante los últimos 50 000 años (Capra et al., 2006). La Pómez Toluca Intermedia (~12 100 años) generó inicialmente una columna pliniana de 20 km de altura, cuya pluma eruptiva fue transportada por los vientos dominantes hacia el NE. La columna fue interrumpida por explosiones hidromagmáticas que favorecieron el establecimiento de una columna subpliniana (18-19 km de altura), que se desvaneció con el tiempo. La secuencia estratigráfica de la Pómez Toluca Intermedia indica que las fases finales de la erupción formaron columnas eruptivas que fueron interrumpidas por explosiones hidromagmáticas que generaron oleadas piroclásticas y finalmente el colapso de la columna con la formación de flujos piroclásticos ricos en pómez, por los cuales Macías et al. (1997a) habían denominado a este depósito como “White Pumice Flow”. La erupción Pómez Toluca Intermedia generó 1.8 km³ (DRE) de magma dacítico con una composición química homogénea (63.54- 65.06% en peso de SiO2). Su asociación mineralógica está representada por fenocristales de plagioclasa>ortopiroxen o>hornblenda±ilmenita y titanomagnetita y xenocristales de biotita, todo embebido en una matriz de composición riolítica (70-71% en peso de SiO2). Los xenocristales de biotita se encontraron en reacción con la matriza riolítica; algunos de estos cristales fueron fechados con el método 40Ar/39Ar, arrojando una edad superior a los 0.8 Ma, lo que indica que fueron asimilados de la cámara magmática o del substrato rocoso (Arce et al., 2005a).

Pómez Toluca Superior (~10 500 años) fue una erupción compleja que tuvo cuatro columnas plinianas PC0, PC1, PC2 y PC3, que alcanzaron alturas de 25, 39, 42, y 28 km por encima del cráter, respectivamente, y que fueron dispersadas por los vientos dominantes en dirección NE (Figura 10). Las últimas tres columnas eruptivas fueron interrumpidas por explosiones hidromagmáticas en el cráter, que causaron la generación de oleadas piroclásticas y el colapso de las columnas con la formación de flujos piroclásticos de pómez. Las caídas PC1 y PC2, cubrieron un área mínima de 2 000 km², superficie actualmente ocupada por las ciudades de Toluca y México con un volumen de 14 km³ (~6 km³ DRE). En la cuenca de México, la PTS fue descrita inicialmente como la pómez tripartita (Mooser, 1967). La composición química del magma de esta erupción fue muy homogénea, dado que varió de 63 a 66% en peso de sílice (Arce et al., 2003).

Figura 10. Afloramiento ubicado a 15 km al noreste del cráter del Nevado de Toluca en donde están expuestos los flujos de bloques y cenizas (FBC en la Figura 8) de la erupción ocurrida hace 14 000 años y la caída de la Pómez Toluca Superior (PTS).

 

4.5. Profundidad de la cámara magmática

La composición química homogénea del magma emitido y la similitud mineralógica encontrada en los productos juveniles de las erupciones de 14 000 años (flujo de bloques y cenizas), de 12 100 años (Pómez Toluca Intermedia) y de 10 500 años (PTS), indican que el magma arrojado por el NT podía provenir de una sola cámara magmática, rellenada con un magma de composición dacítica (Arce et al., 2005b). Con esta premisa, estos autores determinaron la composición química de los minerales en las pómez de las tres erupciones que efectivamente resultó ser muy similar y que consiste en plagioclasa (An30-59)>ortopiroxeno (En56-59)>hornblenda (edenita-hornblenda principalmente)>>óxidos de Fe- Ti+escaso apatito (en ortopiroxeno)+biotita, embebidos en una matriz riolítica (72-76 SiO2% en peso). Con la presencia de los óxidos de hierro y titanio (ilmenita y titanomagnetita), se determinaron temperaturas de equilibrio de los magmas antes de las erupciones, las cuales oscilaron en torno a 850 °C y fugacidades de oxígeno igual a -11. Con esta información se realizaron estudios de petrología experimental con muestras nturales que definieron los campos de estabilidad de los minerales y, por ende, las condiciones de equilibrio de estos magmas antes de la erupción (presión y temperatura). De esta forma, se sabe que durante el periodo eruptivo de 14 a 10.5 ka años existía una sola cámara magmática, la cual se encontraba ubicada a ~6 km de profundidad por debajo del cráter del NT (Figura 11).

La historia holocénica del NT se limita a: 1) la extrusión del domo dacítico El Ombligo, en el cráter del volcán. Las estrías de pulimento glaciar en las rocas del domo indican que éste tiene una edad mínima de 9100±500 años AP, la cual fue determinada con el método de 36Cl (Arce et al., 2003). Por lo tanto, es muy probable que este domo haya sido emitido al finalizar la erupción de la PTS o poco tiempo después. 2) La última erupción del NT tuvo lugar hace ~3 300 14C años AP, en alguna parte del cráter central (Macías et al., 1997a), la cual emitió un flujo piroclástico y una oleada piroclástica que fueron emplazadas en el flanco NE del volcán. Esta erupción holocénica ubica al NT como un volcán activo en estado de quietud. 3) Una serie de lahares de color amarillo, que cubren a toda la secuencia volcánica del NT.

 

5. Volcán Popocatépetl

El volcán Popocatépetl se sitúa a unos 65 km al sudeste de la Ciudad de México y a unos 45 km al oeste de la ciudad de Puebla (Figuras 1 y 12). Se estima que en un radio de 40 km alrededor del volcán habitan 1 millón de personas. El volcán forma el extremo sur de la Sierra Nevada compuesta por los volcanes Tláloc, Telapón, Teyotl, Iztaccíhuatl y Popocatépetl. Popocatépetl significa en lengua náhuatl “la Montaña que humea”; esto alude al hecho de que durante la época prehispánica, los aztecas lo observaron en diversas ocasiones en actividad como en 1363, 1509, 1512, y 1519-1528; esta última ocurrió durante y después de la conquista, por lo que incluye descripciones de Bernal Díaz y Gomarra (De la Cruz-Reyna et al., 1995). Durante la Colonia existen numerosas menciones de eventos menores del Popocatépetl, como en 1530, 1539, 1540, 1548, 1562- 1570, 1571, 1592, 1642, 1663, 1664, 1665, 1697, y 1720. Durante el siglo XIX, varios científicos visitaron el volcán entre otros von Humboldt en 1804 (Humboldt, 1862) y los geólogos Del Río en 1842, Del Castillo en 1870 y Sánchez en 1856, quienes realizaron descripciones generales de su morfología. Desde 1895, Aguilera y Ordóñez (1895) identificaron al Popocatépetl como un estratovolcán con un cráter truncado, compuesto por una alternancia de depósitos piroclásticos y lavas de composición andesítica de hiperstena y hornblenda. En 1896, estos mismos autores, señalaron que existían siete fumarolas principales en el cráter del Popocatépetl con temperaturas inferiores a 100 °C y un lago, de color azul verdoso, formado por agua de los deshielos y con una temperatura variable entre 28 y 52 °C. Weitzberg (1922) estudió de manera detallada el glaciar del Popocatépetl (Ventisquero). En 1906, el fondo del cráter lucía como un embudo con paredes verticales con un lago en el fondo.

El Popocatépetl despertó nuevamente en febrero de 1919. En marzo-abril de ese mismo año, varios lugareños observaron que en el fondo del cráter había un montón de piedras que parecía una “cazuela volteada” (Atl, 1939). El 11 de octubre de 1920, Waitz visitó el cráter y describió que en el fondo había un “tapón” de lava. El 15 de noviembre de 1921, Camacho y Friedlaender fotografiaron el interior del cráter y observaron una cúpula de lava (domo de lava), en torno a la cual surgían emanaciones de gas y algunas explosiones esporádicas del domo (Friedlaender, 1921; Camacho, 1925). En enero de 1922, el mismo Camacho observó que en el lugar del domo central, existía un cráter. Atl (1939) documentó detalladamente la erupción y la evolución del cráter; este autor sugiere que la erupción concluyó en 1927. El Popocatépetl se mantuvo tranquilo durante 67 años para reactivarse el 21 de diciembre de 1994.

Figura 11. Esquema que muestra la posición de la cámara magmática del Nevado de Toluca hace 10 500 años antes de la erupción que emitió a la Pómez Toluca Superior. El magma dacítico de la PTS se encontraba a una temperatura aproximada de 860 °C y estaba estacionado a unos 6 km por debajo del cráter.

Figura 12. Vista panorámica del flanco sur del volcán Popocatépetl cubierto de nieve hasta una altura aproximada de 4 000 m (línea de árboles). Esta imagen muestra las planicies del estado de Puebla con una topografía ondulada de montículos de uno de los depósitos de avalancha.

 

5.1. Estudios previos

Los únicos estudios geológicos realizados antes de su reactivación en 1994, fueron los de Heine y Heide-Weise (1973), Miehlich (1984), Robin (1984), Carrasco-Núñez (1985) y Boudal y Robin (1989), así como algunos estudios petrológicos (Boudal 1985; Boudal y Robin 1987; Kolisnik, 1990). En estos trabajos se define al Popocatépetl como un estratovolcán y se presenta la estratigrafía de sus depósitos más recientes, con la ayuda de fechamientos de 14C. La evolución geológica del Popocatépetl se puede resumir en las siguientes etapas:

1) El primer edificio formado fue el volcán Nexpayantla (Mooser et al., 1958) o volcán primitivo (Robin, 1984), mediante la emisión de una serie de derrames andesíticos y dacíticos. Una erupción ocurrida hace 200 000 años produjo el colapso de una parte de este volcán y la formación de una caldera. Al interior de esta caldera inició la construcción de un nuevo volcán conocido como El Fraile, a través del emplazamiento de derrames andesíticos y dacíticos. Este último volcán colapsó hace 50 000 y 30 000 años AP, según Boudal y Robin (1989), debido a una erupción tipo Bezymiany, la cual destruyó la parte meridional del volcán. Estos autores estimaron un volumen excesivo para este depósito de 28 km³. La erupción generó una avalancha de escombros, que se emplazó hacia el S-SW del cráter y fue seguida por la formación de una erupción pliniana, que depositó una pómez de caída de color blanco hacia el sur del volcán y flujos piroclásticos. Después de este evento, inició la formación del cono moderno conocido como Popocatépetl. La mayor parte de los estudios geológicos realizados durante la última década han sido impulsados por la reactivación del Popocatépetl (Siebe et al., 1995a, 1995c, 1996a, 1996b, 1997; Espinasa-Pereña y Martín-del Pozzo, 2006). Los trabajos sobre la estratigrafía y distribución de los depósitos del Popocatépetl han arrojado datos sorprendentes, los cuales son resumidos a continuación:

 

5.2. Destrucción del cono antiguo del Popocatépetl

Hace aproximadamente 23 000 años, una erupción lateral de magnitud superior a la ocurrida el 18 de mayo de 1980 en el volcán Santa Elena (Estados Unidos), produjo el colapso hacia el sur del antiguo cono del Popocatépetl (Figura 13). La explosión generó una avalancha de escombros que alcanzó distancias hasta de 70 km de la cima. La descompresión del sistema magmático, debido al colapso, produjo una explosión lateral dirigida (blast) que emplazó una oleada piroclástica y permitió la formación de una columna pliniana (Figura 14). Esta columna depositó una gruesa capa de caída de pómez, ampliamente distribuida en los flancos meridionales del volcán. La columna colapsó por gravedad y depositó un flujo de ceniza. Material carbonizado en un paleosuelo debajo del depósito de avalancha arrojó una edad de 23445±210 años; mientras que ramas carbonizadas inmersas en el depósito de flujo de ceniza arrojaron una edad de 22 875+915/-820 años, por lo que la edad de este evento es estimada en 23 000 años. Robin y Boudal (1987) supusieron la existencia de este depósito de avalancha expuesto hasta 30 km de la cima, cubriendo una superficie de 300 km² con un volumen de 28 km³ y una edad menor a 50 000 años. Sin embargo, hasta este momento se ha reportado la existencia de al menos cuatro depósitos de avalancha alrededor del Popocatépetl y no sólo uno, como fue propuesto por estos autores. El más antiguo proviene del colapso de la porción sur del volcán Iztaccíhuatl y los tres más jóvenes del colapso del paleo- Popocatépetl (Siebe et al. 1995b; García-Tenorio, 2002). El depósito más joven (23 000 años) es el referido por Robin et al. (1987), este depósito de avalancha alcanzó distancias mínimas de 70 km y cubre un área aproximada de 900 km². Si se le asigna un espesor promedio de 15 m, se obtiene un volumen mínimo de 9 km³.

 

5.3. Construcción del cono actual

El cono actual del Popocatépetl ha sido construido durante los últimos 23 000 años, tiene una elevación sobre el nivel del mar de 5 472 m y una elevación relativa respecto a sus faldas de 3 000 m. Está edificado por una serie de depósitos piroclásticos y coladas de lava de composición andesítica-dacítica, cuyos fragmentos juveniles están compuestos por fenocristales de plagioclasa, hiperstena, augita, olivino y escasa hornblenda, en una matriz vítrea microcristalina.

Durante los últimos 20 000 años, la actividad explosiva del Popocatépetl ha sido caracterizada por cuatro eventos mayores, con producción de pómez de caída y flujos de ceniza (14 000, 5 000, 2 150 y 1 100 años AP) y cuatro menos expuestos, ocurridos hace 11 000, 9 000, 7 000 y 1 800 años AP (Siebe et al., 1997; Siebe y Macías, 2004). La historia geológica del Popocatépetl para los últimos 20 000 años se puede sintetizar de la siguiente forma:

 

5.4. Erupción freatopliniana ~14 000 años (Pómez con Andesita o Tutti Fruti)

Un evento de gran magnitud, que generó una serie de flujos piroclásticos y oleadas (surges) en zonas proximales, culminó con la formación de una columna pliniana, la cual fue dispersada por los vientos estratosféricos hacia el noroeste en dirección de la Ciudad de México (Siebe et al., 1995b, 1997). Este horizonte de caída contiene pómez dacítica de color anaranjado, fragmentos de granodiorita gris, limolitas metamorfizadas, skarns y otros fragmentos del basamento. Posiblemente este evento se originó en un cráter lateral, situado en la actual barranca de Nexpayantla. Este depósito de caída fue descrito en la cuenca de la Ciudad de México como “Pómez con andesita” por Mooser (1967), con un espesor de 5 cm. Este depósito está ampliamente distribuido en los alrededores del volcán y por lo regular no contiene material carbonizado. El único fechamiento de material orgánico, encontrado en la base de este depósito, dio una edad aproximada de 14 000 años. Esto implica que durante esta erupción el Popocatépetl estaba cubierto por un glaciar y en sus faldas existía poca vegetación.

 

5.5. Erupciones plinianas recientes

Se han identificado tres eventos plinianos principales, los cuales ocurrieron hace aproximadamente 5 000, 2 150 y 1 100 años AP (Figura 15). Los eventos ocurridos hace 5 000 y 1 100 años tuvieron una evolución muy similar; iniciaron con erupciones hidromagmáticas bastante violentas que dispersaron nubes turbulentas húmedas tipo surge a distancias mínimas de 20 km Estos eventos abrieron el conducto volcánico y permitieron que el magma fuera emitido a grandes velocidades para formar una columna pliniana que alcanzó alturas mínimas de 25 km (Siebe et al., 1996a, 1996b), para después ser transportada por los vientos estratosféricos en dirección N-NE-E. En los tres casos, las columnas plinianas se colapsaron debido al agotamiento del material juvenil en la cámara magmática. El colapso de las columnas eruptivas produjo flujos piroclásticos incandescentes de cenizas que se emplazaron alrededor del volcán y fueron capaces de carbonizar el material encontrado a su paso. Estas erupciones bloquearon la red hidrográfica del Popocatépetl y del Iztaccíhuatl, por lo que lluvias torrenciales durante y después de la erupción generaron lahares, que se depositaron en las planicies cercanas (cuenca de Puebla).

Figura 13. Columna estratigráfica simplificada del volcán Popocatépetl que muestra los depósitos emplazados a partir del último colapso del cono ocurrido hace 23 000 años (Siebe et al., 1995; Siebe y Macías, 2004).

 

Contemporáneamente a las erupciones explosivas o en etapas intermedias, el Popocatépetl ha producido actividad de tipo efusivo: flujos de lava originados en el conducto central, los cuales constituyen la morfología del cráter actual, y flujos de lava fisurales de composición andesítica (Schaaf et al., 2005; Espinasa-Pereña y Martín-del Pozzo, 2006) como aquellos que estuvieron asociados a la erupción acontecida hace 2 150 años, localizados cerca de San Nicolás de Los Ranchos.

 

5.6. Efectos de las erupciones

Las erupciones plinianas del Popocatépetl desde tiempos prehispánicos han afectado los asentamientos humanos alrededor del volcán, ya sea directamente con la generación de flujos incandescentes y el emplazamiento de gruesos espesores de material caliente de pómez y ceniza, o indirectamente con la generación de lahares, que inundaron extensas áreas situadas en la cuenca de Puebla (Siebe et al., 1996a, 1996b). Las últimas tres erupciones plinianas del Popocatépetl coinciden con eventos importantes de la historia de Mesoamérica: La erupción ocurrida hace 5 000 años (3195-2830 a. C.) coincide con la fecha 3114 a. C. del inicio del Calendario Mesoamericano, la erupción que ocurrió hace 2 150 años (800-215 a. C.) coincide con la transición Pre-Clásico al Clásico de la arqueología mexicana y la última, ocurrida hace 1 100 años (675-1095 d. C. probablemente 823 d. C.), también coincide con la transición de los periodos Clásico al Post-Clásico (Figura 16).

La erupción pliniana ocurrida hace 2 150 años depositó un horizonte de caída, rico en pómez en el flanco noreste del volcán, sepultando hasta con 1m de espesor asentamientos prehispánicos que se encontraban en esta región (Seele, 1973). Estos asentamientos se conocen como Tetimpa (Plunket y Uruñuela, 1999, 2000, 2005).

El evento pliniano ocurrido hace 1 100 años fue muy similar al anterior, ya que afectó directamente a poblaciones prehispánicas. Sin embargo, el hecho más sorprendente fue el hallazgo de depósitos de lahar, circundando importantes sitios arqueológicos de edad Clásica (Cholula, Cacaxtla y Xochitécatl). Los depósitos de lahar están compuestos por los mismos componentes de los depósitos piroclásticos en partes más cercanas al volcán y contienen abundantes fragmentos de cerámica, esquirlas de obsidiana y leña carbonizada, cuyas edades concuerdan con el último evento pliniano del Popocatépetl (675-1 095 d. C.) en una fecha aproximada de 823 d. C. El abandono del centro ceremonial de Cholula se cree que ocurrió alrededor de 800 d. C. (Suárez-Cruz y Martínez-Arreaga, 1993), lo que coincide con el rango de edades obtenidas por Siebe et al. (1996a, 1996b).

Figura 14. Imagen de satélite tipo LANDSAT que muestra a los volcanes Iztaccíhuatl (Iz) y Popocatépetl (Po) junto con la distribución de las avalanchas de escombros según Siebe et al. (1995b) (tomado de Capra et al., 2001).

 

5.7. La erupción de 1994-2006

Después de un periodo de 67 años de quietud, el Popocatépetl despertó de su letargo el día 21 de diciembre de 1994 con la emisión de columnas de ceniza, vapor de agua y gases que se elevaban hasta alturas de 2 a 3 km Estas emisiones provenían de pequeñas bocas eruptivas alineadas, que se localizaban en la parte este del interior del cráter. Esta serie de eventos continuaron esporádicamente hasta fines de marzo de 1995, cuando se registró un decremento en las emanaciones de ceniza. A pesar de haber tenido fluctuaciones en la actividad sísmica y emisión de gases, el volcán permaneció tranquilo sin la emisión de columnas de ceniza hasta inicios de marzo de 1996, cuando nuevas emanaciones tuvieron lugar. Finalmente, apareció una colada de lava muy viscosa, a partir de una fractura situada en el interior del cráter, el día 29 de marzo. El 10 de junio de 1996, el domo alcanzó espesores mínimos de 50 m y cubrió completamente el cráter interno formado en la década de 1920. Explosiones pequeñas lanzaron material del tamaño de lapilli en los flancos del volcán y algunas poblaciones aledañas. Estas explosiones cobraron la vida de 5 alpinistas que se encontraban en el borde del cráter el día 30 de abril. Esta explosión lanzó material juvenil del domo (diámetros de 1-2 cm) a varios poblados (Xalitzintla, San Nicolás de los Ranchos, etc.) localizados en su flanco noreste a unos 12 km de distancia. Entre abril de 1996 y junio de 1997 se habían emplazado tres domos de lava. El 30 de junio de 1997 ocurrió una explosión precedida por una serie de sismos volcanotectónicos. La erupción formó una columna eruptiva de 8 km de altura y los vientos dispersaron la nube hacia la Ciudad de México, provocando una lluvia de ceniza y el cierre del aeropuerto internacional. Esta erupción tuvo una intensidad de 2 a 3 en la escala de IEV (Índice de Explosividad Volcánica). Un día después, se originaron lahares que llegaron a 12 km hasta el poblado de Santiago Xalitzintla. De julio de 1997 a noviembre del 2000 se emplazaron cuatro domos, los cuales fueron destruidos por sendas explosiones que lanzaron proyectiles hasta 5 km del cráter. Del 12 al 16 de diciembre del 2000, la actividad del Popocatépetl se incrementó notoriamente, por lo que cerca de 40 000 habitantes fueron evacuados. Para estas fechas, el cráter del Popocatépetl se había llenado casi completamente, por lo que la erupción ocurrida el 18 de diciembre, fue observada por los medios y el público en general. La explosión vulcaniana lanzó proyectiles a más de 5 km, produciendo incendios en el bosque. Desde abril de 1996 al presente, se ha producido la emisión de más de 20 domos en el interior del cráter del Popocatépetl, los cuales han sido posteriormente destruidos por explosiones vulcanianas, proceso que ha sido controlado por la temperatura y la viscosidad del magma. Una de las últimas erupciones más importantes fue la ocurrida el 21 de enero de 2001, dado que produjo un flujo piroclástico rico en escoria, que erosionó el glaciar y viajó 5-6 km desde la cima hasta llegar al bosque. A partir de estos flujos se originaron lahares que viajaron alrededor de 15 km hacia el poblado de Xalitzintla (Capra et al., 2004). Después de 11 años de actividad, el cráter del Popocatépetl está casi completamente lleno, por lo que esta erupción ha rebasado la magnitud de la ocurrida de 1919 a 1927 (Macías y Siebe, 2005) (Figura 17).

Figura 15. Fotografía que muestra los depósitos de las últimas tres erupciones plinianas del volcán Popocatépetl ocurridas hace 5 000, 2 150 y 1 100 años la cuales están separadas por paleosuelos. C. Siebe señala el depósito de la erupción ocurrida hace 2 150 años.

 

Figura 16. Sitio con restos de viviendas de la comunidad denominada Tetimpa por arqueólogas de la Universidad de las Américas. Al fondo se aprecia el depósito de caída de pómez de 2 150 años del volcán Popocatépetl. Este depósito sepultó con al menos 1 m de pómez a la comunidad de Tetimpa.

 

6. Volcán Citlaltepetl o Pico de Orizaba

El volcán Citlaltépetl (19°01’N, 97°16’W; 5 675 m) representa la cima más alta del país (Figura 18a). El Pico de Orizaba o Citlaltépetl que significa “Montaña de la Estrella” en lengua náhuatl, está ubicado en la porción oriental de la Faja Volcánica Transmexicana (Figura 1). Su cima sirve como punto limítrofe entre los estados de Veracruz y Puebla. Existen reportes de actividad histórica del Pico de Orizaba; la última actividad importante ocurrió en el año de 1687 (Mooser, et al., 1958), aunque hay reportes de erupciones menores en tiempos más recientes (De-la Cruz y Carrasco-Núñez, 2002). Existen escasas señales de actividad moderna como exhalaciones débiles de SO2 y depósitos de azufre en las paredes del cráter (Waitz, 1910-1911), por lo que se considera como un volcán activo en estado de quietud. El edifico actual tiene un cráter central con forma ovalada con un diámetro de 500x400 m y paredes verticales de 300 m de profundidad (Figura 18b). Su parte norte está cubierta por un glaciar (Heine, 1988). El cono tiene una forma simétrica con pendientes pronunciadas que alcanzan los 40° (Figura 18a). El volcán tiene un desnivel con respecto a la cuenca de Serdán-Oriental al occidental de 2 900 m y de 4 300 con respecto a la Planicie Costera del Golfo al oriente (Carrasco-Núñez, 2000).

Figura 17. Detalle del interior del cráter del volcán Popocatépetl visto hacia el este. La fotografía fue tomada el 24 de octubre de 2004. Se aprecia el cráter interno de unos 340 m de diámetro sin la presencia de domo. Al fondo a la derecha se observa el volcán Pico de Orizaba. Fotografía de Jorge Neyra.

 

Figura 18. a) Fotografía del flanco occidental del volcán Pico de Orizaba visto desde Tlalchichuca. Fotografía tomada el 4 de febrero de 2004 por Jorge Neyra. b) Vista del interior del cráter del Pico de Orizaba visto hacia el E-NE desde la cumbre. Fotografía de Jorge Neyra tomada el 8 de noviembre de 1998.

 

6.1. Estudios previos

Las primeras observaciones geológicas generales del Pico de Orizaba fueron realizadas durante una excursión geológica (Waitz, 1910-1911). Sin embargo, no es sino hasta mediados del siglo XX cuando el Pico es considerado como uno de nuestros volcanes activos por Mooser et al. (1958). Los primeros estudios geológicos de carácter regional fueron realizados por Yañez-García y García-Durán (1982) y Negendank et al. (1985). Robin y Cantagrel (1982) presentaron el primer trabajo sobre la estratigrafía y evolución del Pico de Orizaba, al cual le siguieron estudios más detallados (Hoskuldsson, 1992; Carrasco-Núñez, 1993). Otros estudios de carácter petrológico, también fueron realizados en la década de los ochenta (Kudo et al., 1985; Singer y Kudo, 1986; Calvin et al., 1989). Sin embargo, fue más recientemente cuando se inicia el estudio particular de la actividad eruptiva del Pico de Orizaba (Cantagrel et al., 1984; Hoskuldsson et al., 1990; Hoskuldsson y Robin, 1993; Carrasco-Núñez, 1993; Carrasco-Núñez et al., 1993; Siebe et al., 1993; Carrasco-Núñez y Rose, 1995; Carrasco-Núñez, 1997; Gómez-Tuena y Carrasco-Núñez, 1999; Rossotti y Carrasco-Núñez, 2004) y se realiza el primer mapa geológico del volcán, con la descripción de sus distintas etapas de crecimiento (Carrasco-Núñez y Ban, 1994; Carrasco-Núñez, 2000). Con toda la información geológica existente, Sheridan et al. (2002) elaboraron el mapa de peligros volcánicos del Pico de Orizaba con el empleo de los programas FLOW3D (Kover, 1995) y LAHARZ (Iverson et al., 1998) y Díaz-Castellón (2003) y Zimbelman et al. (2004) evaluaron la estabilidad del edificio volcánico. Recientemente, Sheridan et al. (2004) reevaluaron la zonificación para flujos piroclásticos del Pico de Orizaba y presentaron en forma detallada la metodología empleada para elaborar el mapa de peligros.

 

6.2. Historia eruptiva

El Pico de Orizaba es un estratovolcán cuaternario, que ha sido construido sobre rocas calizas y lutitas de edad Cretácica (Yañez-García y García-Duran, 1982). La historia eruptiva del Pico de Orizaba ha sido muy compleja dado que existen indicios de diversos eventos de construcción y destrucción del edificio volcánico. Robin y Cantagrel (1982) y Hoskuldsson (1992) propusieron que el volcán había sido construido durante tres etapas diferentes. Sin embargo, con base en un estudio estratigráfico detallado Carrasco-Núñez y Ban (1994) y Carrasco-Núñez (2000) (Figura 19) concluyeron que su construcción había ocurrido en cuatro fases eruptivas. Las etapas de evolución del Pico de Orizaba fueron denominadas de la más antigua a la más reciente como el cono Torrecillas, el cono Espolón de Oro, domos silícicos periféricos y el cono Citlaltépetl (Carrasco-Núñez y Ban, 1994; Carrasco-Núñez, 2000). Estos autores presentaron además un mapa geológico de la cima del volcán.

Figura 19. Mapa geológico simplificado del volcán Pico de Orizaba que muestra sus cuatro etapas principales de evolución. Tomado de Carrasco-Núñez (2000).

 

A continuación se presenta un resumen de las etapas eruptivas:

1) El cono Torrecillas inició su formación hace 0.65±0.71 Ma (Hoskuldsson, 1992), con la emisión de lavas de andesitas basálticas de olivino denominadas Pilancón; éstas fueron seguidas por las lavas andesíticas y dacíticas Jamapa y por las lavas Torrecillas, que consisten en andesitas con dos piroxenos, brechas y dacitas de anfíbol que fueron fechadas en 0.29±0.5 Ma (Carrasco-Núñez, 2000), culminando con andesitas con dos piroxenos. Todas estas lavas dieron origen a la formación del estratovolcán Torrecillas, con un volumen total de 270 km³ (Carrasco-Núñez, 2000). La etapa constructiva de este volcán finalizó con la formación de una caldera cuyos vestigios se encuentran al sur del cráter actual (Robin y Cantagrel, 1982; Carrasco-Núñez, 1993) debida al colapso del flanco noreste del cono Torrecillas, que formó una avalancha de escombros (Hoskuldsson et al., 1990) conocida como Jamapa (Carrasco-Núñez y Gómez-Tuena, 1997) hace aproximadamente 0.25 Ma. La avalancha de escombros viajó 75 km hacia el este, a lo largo del río Jamapa (Carrasco-Núñez y Gómez-Tuena, 1997) (Figura 20).

2) El cono Espolón de Oro fue construido al norte del escarpe caldérico del cono Torrecillas; los remanentes de esta estructura están representados por dacitas de anfíbol fechadas en 0.21±0.04 Ma (Carrasco-Núñez, 2000). El cono Espolón de Oro, inició su formación con la emisión de lavas andesíticas con plagioclasa y anfíbol, denominadas Paso de Buey; éstas fueron seguidas por la emisión de lavas dacitas de anfíbol conocidas como Espolón de Oro, a las cuales se asocian flujos de bloques y cenizas. La formación del volcán continuó en su flanco oeste con la emisión lateral de lavas andesítico basálticas de olivino, el Carnero. Entre 0.15 y 0.09 Ma, fue emitida en la parte norte del volcán, una secuencia piroclástica alternada con lavas andesíticas denominada Alpinahua. Dicha secuencia finaliza con lavas andesíticas afaníticas intercaladas con brechas y una ignimbrita soldada con fiammes. Hasta esta fase, se estima que el cono Espolón de Oro tenía un volumen aproximado de rocas de 50 km³ (Carrasco-Núñez, 1997). Esta etapa terminó con el colapso del cono Espolón de Oro que ocurrió hace aproximadamente 16 500 años AP (Carrasco-Núñez et al., 2005). Este colapso originó una avalancha de escombros, que se transformó en un lahar cohesivo (10-16% de arcilla) el cual viajó 85 km desde el origen, cubrió un área de 143 km² y tuvo un volumen de 1.8 km³ (Carrasco-Núñez et al., 1993). Estos autores denominaron Tetelzingo al evento y concluyeron que no había sido debido a la intrusión de un nuevo magma (tipo Santa Elena), sino que se originó por la alteración de las rocas del edifico volcánico, promovida por una intensa alteración hidrotermal y la presencia de un glaciar.

3) Domos periféricos. Los domos Tecomate al NE y Colorado al SW (Figura 20) fueron emplazados durante la construcción del cono Espolón de Oro. El domo Tecomate consiste en lavas riolíticas de obsidiana, mientras que el domo Colorado está formado por lavas dacíticas y flujos piroclásticos asociados. A estos domos siguió el emplazamiento de los domos dacíticos Sillatepec y Chichihuale, al NW del cráter, con flujos piroclásticos asociados. Finalmente, ocurrió la emisión del complejo de domos Chichimeco, que consiste en domos y lavas andesíticas de anfíbol, que son cubiertas por un flujo piroclástico de escoria fechado en 8 630±90 años AP (Carrasco-Núñez, 1993), por lo que estos domos tienen una edad anterior.

4) El cono Citlaltépetl, inicio su formación hace aproximadamente 16 500 años AP, dentro de los remanentes caldéricos del cono Espolón de Oro. Su actividad comenzó con la emisión de lavas dacíticas de hornblenda denominadas Malacara, las cuales fluyeron por 13 km en el flanco sureste del cráter. A estas lavas siguieron las lavas andesíticas denominadas Vaquería, que fluyeron hacia el flanco noreste del cráter. La construcción del cono actual concluyó con la emisión hacia el SW y NE de espesas lavas dacíticas denominadas Orizaba. El cono actual del Citlaltépetl tiene un volumen de 25 km³ (Carrasco-Núñez, 1997). Este autor describió la morfología, longitud y características reológicas de las lavas de la cima del Citlaltépetl. En este mismo estudio, el autor señaló la ubicación de las lavas producidas por las erupciones de 1537, 1545, 1566 y 1613, siguiendo las notas históricas recopiladas por Crausaz (1994).

La formación del cono Citlaltépetl no está únicamente ligada a la ocurrencia de erupciones efusivas, descritas anteriormente, sino también a la ocurrencia de erupciones explosivas (Siebe et al., 1993; Hoskuldsson y Robin, 1993; Carrasco-Núñez y Rose, 1995; Rossotti y Carrasco-Núñez, 2004). El registro estratigráfico indica que existen tres eventos explosivos mayores, que han sido bien documentados: 1) una erupción que produjo flujos de pómez en el sector oriental del volcán, hace aproximadamente 13 000 años, 2) la secuencia eruptiva Citlaltépetl, compuesta por diversas caídas de pómez y flujos piroclásticos ocurrida entre 8 500 y 9 000 años (Carrasco-Núñez y Rose, 1995) y 3) una serie de flujos de bloques y cenizas, expuestos en el flanco oeste y sureste ocurrida hace 4 100 años (Siebe et al., 1993; Carrasco-Núñez, 1999). Existen depósitos de flujos de ceniza, escoria, y de bloques y ceniza, que han sido fechados para ocho eventos eruptivos distintos, oscilan de entre 8 170 y 1 730 años AP y seis depósitos de caída que fluctúan entre 10 600 y 690 años AP (De-la Cruz-Reyna y Carrasco-Núñez, 2002). De estos eventos eruptivos, sólo las erupciones ocurridas hace 8 500-9 000 y 4 100 años AP han dejado un registro geológico y estratigráfico fehaciente en torno al volcán. Por su importancia, estas dos erupciones se resumen a continuación:

Figura 20. Modelo digital de terreno que muestra la distribución de los diferentes depósitos de avalanchas de escombros producidos por el volcán Citlaltépetl (Carrasco-Núñez et al., en prensa). Base topográfica obtenida de GEMA con coordenadas UTM.

 

6.3. Ignimbrita-Pómez Citlaltépetl (8 500-9 000 AP)

Esta secuencia representa el evento explosivo más importante durante el Holoceno. Dicha secuencia fue originalmente descrita en dos miembros compuestos por flujos piroclásticos, separados por una capa de caída de pómez (Carrasco-Núñez y Rose, 1995). Estos autores precisaron que el miembro inferior, estaba compuesto por al menos cuatro unidades de flujo piroclástico, un lahar y un paleosuelo poco desarrollado. Los flujos piroclásticos del miembro inferior contenían material carbonizado con una edad promedio de 8795±57 años AP (seis fechamientos). Por su parte, el miembro superior estaba compuesto por un depósito de caída a la base y una unidad de flujo y material carbonizado, con una edad promedio de 8573±79 años AP (diez fechamientos). Con esta estratigrafía, los autores concluyeron que la secuencia había sido originada a partir del cráter central del cono Citlaltépetl, por una serie de erupciones ocurridas entre 8 500 y 9 000 años AP.

Los flujos piroclásticos originados por estas erupciones se emplazaron en todas direcciones alrededor del volcán hasta una distancia de 30 km; dichos flujos fueron designados como Ignimbrita Citlaltépetl por Carrasco-Núñez y Rose (1995), quienes calcularon un volumen total de 0.26 km³. Los depósitos están compuestos por escoria andesítica con cantidades menores de pómez y líticos, en una matriz de limo. De acuerdo con las características texturales del depósito y a la composición química de sus componentes, Carrasco-Núñez y Rose (1995) propusieron que los flujos fueron originados mediante un mecanismo de boiling over en el cráter, a partir de una mezcla de dos magmas de composición andesítica (58-59% en peso de SiO2) y dacítica (62-63% en peso de SiO2). Posteriormente, Gómez-Tuena y Carrasco-Núñez (1999) estudiaron detalladamente la unidad de flujo piroclástico inferior de la Ignimbrita Citlaltépetl. Con base en su distribución y en el estudio de las características texturales, sedimentológicas y de componentes, los autores propusieron que esta ignimbrita se emplazó en áreas cercanas al cráter, mediante un mecanismo de acreción gradual y en sitios distantes a través de un mecanismo de emplazamiento en masa.

En dos estudios recientes sobre los depósitos de caída del Holoceno del volcán Citlaltépetl (Rossotti y Carrasco- Núñez, 2004; Rossotti, 2005), se describieron al menos 10 capas de caída de ceniza fina a pómez del tamaño de lapilli, intercaladas con 4 flujos piroclásticos y tres horizontes parcialmente humificados. Los autores denominaron a esta secuencia Pómez Citlaltépetl, debido a que seis edades radiométricas de estos depósitos caen en el periodo de 8 500 a 9 000 años AP, propuesto por Carrasco-Núñez y Rose (1995) para la Ignimbrita Citlaltépetl. Con base en estas nuevas columnas estratigráficas, fechamientos radiométricos y correlación con trabajos previos, estos autores determinaron que la secuencia Ignimbrita-Pómez Citlaltépetl fue originada durante cuatro fases eruptivas ocurridas hace ~9000-8900, ~8900-8800, ~8800-8700 y ~8700-8500 años AP. Esto quiere decir que en un periodo de 500 años, el volcán Citlaltépetl estuvo muy activo con la generación de al menos cuatro erupciones, que emplazaron depósitos de caída preferencialmente hacia el NE y flujos piroclásticos, ambos hasta 30 km del cráter.

6.4. Destrucción de un domo central (4 100 AP)

Este evento estuvo caracterizado por la destrucción de un domo central, que generó flujos de bloques y cenizas formando un abanico cerca de la población de Ávalos al oeste del cráter (Siebe et al., 1993). Los flujos viajaron ~16 km, por lo que tienen un H/L de 0.186. Estos autores calcularon un volumen de 0.048 km³ para los depósitos de flujos de bloques y ceniza y los fecharon en 4040±80 y 4060±120 años AP. Posteriormente, Carrasco-Núñez (1999) describió otra secuencia de flujos de bloques y cenizas, los cuales forman terrazas prominentes al sureste del cráter. Estos flujos viajaron ~28 km desde el cráter, y tienen un H/L de 0.153. Este autor determinó un volumen aproximado de 0.162 km³ para esta secuencia y la fechó en 4130±70 años AP. Debido a la similitud entre los depósitos, la proximidad de las edades y la composición química homogénea de los líticos juveniles (dacita 62.7-63.95% en peso SiO2), el mismo autor propuso que ambos depósitos, habían sido emplazados por el mismo evento eruptivo hace aproximadamente 4 100 años, con un volumen mínimo de 0.27 km^3.

 

7. Volcán El Chichón

El volcán Chichón (17°21’N; W93°41’W; 1 100 msnm) se localiza en la porción noroeste del estado de Chiapas, a unos 60 km de la ciudad de Pichucalco. El Chichón es el volcán activo y más joven del arco volcánico Chiapaneco (Damon y Montesinos, 1978). Este arco volcánico tiene una edad que va del Plioceno al Reciente y se ubica entre la Faja Volcánica Transmexicana y el arco volcánico de Centroamérica (Figura 1). El Chichón está construido sobre evaporitas y calizas del Jurásico-Cretácico Temprano, calizas dolomíticas del Cretácico Temprano a medio, y calizas, areniscas y lutitas del Terciario (Canul y Rocha, 1981; Canul-Dzul et al., 1983; Duffield et al., 1984) (Figura 21). Estas rocas están plegadas en dirección NW-SE, con lo que dan lugar a una serie de estructuras que son el anticlinal Catedral y los sinclinales La Unión y Caimba (Macías et al., 1997b; García-Palomo et al., 2004). Desde un punto de vista tectónico, el Chichón se ubica dentro de las Provincia de Fallas Laterales Motagua-Polochic (Meneses-Rocha, 2001). Localmente, las rocas del basamento del Chichón están afectadas por fallas orientadas E-W con movimiento lateral izquierdo, como la falla San Juan y por fallas normales de rumbo N45°E, con planos buzando en dirección NW, conocidas como la zona de fallas de Chapultenango (García-Palomo et al., 2004).

El Chichón es un volcán compuesto por un cráter de 1.5x2 km de diámetro denominado Somma, que tiene una elevación de 1 150 msnm (Figura 22). Este cráter en realidad es un anillo de domos de composición traquiandesítica que tiene paredes internas subverticales y pendientes externas suaves. La elevación relativa del Somma, con respecto a la topografía circundante es de sólo 700 m con respecto a la parte oriental y de 900 m considerando la parte occidental. El cráter Somma está cortado por estructuras más jóvenes, en su parte SE por un cono de tobas denominado Guayabal, y al SW y NW por dos domos traquiandesíticos de edad desconocida (Macías, 1994). Dentro del cráter Somma se encuentra el cráter reactivado durante la erupción de 1982 (Figura 23). Este cráter tiene un diámetro de 1 km y paredes verticales de 140 m. La altura máxima del cráter sobre el nivel del mar es de 1 100 m y la altura del fondo del cráter es de 860 m. El cráter contiene un lago generalmente de color azul turquesa, que regularmente tiene una temperatura de 32 °C (Armienta et al., 2000), pozas de lodo hirviendo y fumarolas con temperaturas variables cercanas a los 100 °C (Taran et al., 1998; Tassi et al., 2003), que contienen compuesto orgánicos (Capaccioni et al., 2004) y las cuales son alimentadas por un sistema hidrotermal activo (Rouwet et al., 2004) (Figura 24).

Figura 21. Mapa geológico simplificado del volcán Chichón en el que se puede apreciar que el volcán esta emplazado en el sinclinal Buena Vista (tomado de García-Palomo et al., 2004).

 

7.1. Estudios previos

El volcán Chichón se dio a conocer a la comunidad geológica del país en 1930 cuando un grupo de pobladores de la región notificaron a las autoridades locales, que en el cerro conocido como la Unión o Chichonal se escuchaban retumbos y se movía la tierra. Como consecuencia de estas declaraciones, el Instituto Geológico encomendó al geólogo Müllerried el estudio de estos fenómenos. Müllerried (1933), reportó que el Chichón consistía en un cráter y un domo central, entre los cuales existía un pequeño lago y varias fumarolas con temperaturas cercanas a los 90 °C, por lo que concluyó que el Chichón era un volcán activo. Esta mención permitió que se considerara al Chichón, en el catálogo de los volcanes activos del mundo (Mooser et al., 1958). El volcán no volvió a ser estudiado sino hasta la década de los setenta, cuando la Comisión Federal de Electricidad (CFE) inició un estudio de prospección geotérmica en el área (González-Salazar, 1973, Molina-Berbeyer, 1974). En 1978, en un trabajo de prospección minera del estado de Chiapas, Damon y Montesinos (1978), llegaron hasta el Chichón, fecharon la pared E del cráter Somma en 0.209±0.019 Ma (método K-Ar), y también lo consideraron como un volcán activo. A principios de los ochentas, la CFE continúo con sus estudios de prospección del volcán (Canul y Rocha, 1981; Templos, 1981). En particular, el estudio geológico estuvo encaminado a conocer la historia eruptiva del volcán. En este trabajo Canul y Rocha (1981) reconocieron erupciones antiguas sin llegar a fecharlas y concluyeron que el volcán se encontraba en actividad al sentir y escuchar explosiones. Desafortunadamente, este trabajo fue poco divulgado y sólo quedó como un reporte interno de la CFE, en donde los autores pronosticaban que el Chichón, podría entrar en erupción en los próximos años.

Figura 24. Vista panorámica hacia el noroeste del interior del cráter del volcán Chichón tomada en mayo del 2004. En la parte derecha de la imagen se observa actividad fumarólica.

 

7.2. La erupción de 1982

Antes de la erupción, el Chichón estaba compuesto por el cráter Somma y un domo central con una altura sobre el nivel del mar de 1 235 m (Figura 22). A este domo central se le conocía como el Chichón o Chichonal. La erupción de 1982, tomó por sorpresa a la población y a la comunidad científica del país, a pesar de los constantes avisos de reactivación que el volcán había dado. La erupción, en realidad, fue precedida por actividad fumarólica y temblores; estos últimos quedaron registrados en los instrumentos de la red sísmica de la presa hidroeléctrica de Chicoasén, perteneciente a la CFE (Espíndola et al., 2002). Jiménez et al. (1998) concluyeron que la actividad sísmica comenzó a finales de 1980, incrementándose en 1981 y a finales de marzo de 1982. La noche del 28 de marzo, la actividad sísmica se convirtió en tremor de amplitud cambiante, el cual fue seguido por una hora de calma absoluta. Una hora después comenzó la primera erupción, que se registró como un tremor de gran amplitud. La erupción del 28 de marzo de origen magmático produjo un cráter de 150 a 180 m, destruyó cerca de una cuarta parte del domo central y originó una columna pliniana con una altura estimada de 27 km (Medina-Martínez, 1982; Sigurdsson et al., 1984; Carey y Sigurdsson, 1986). Dicha columna fue dispersada hacia el NE del volcán, depositando la capa de caída A. Este evento provocó gran desconcierto entre los pobladores, que salieron huyendo hacia ciudades más cercanas como Pichucalco, Villahermosa y Tuxtla Gutiérrez. Un día después, el área fue acordonada por el ejército para aplicar el plan de emergencia DNIII (SEDENA, 1983), durante el cual se desalojó a todos los pobladores de la región de mayor peligro. El volcán permaneció en relativa calma durante una semana, a pesar de que se registraron diversas explosiones y actividad sísmica constante. Al finalizar esa semana, las autoridades permitieron el regreso a sus hogares de gran parte de la población, sobre todo en el poblado de Francisco León, al suroeste del cráter en donde inclusive permaneció un convoy del ejército y un geólogo. Desafortunadamente, esa misma noche del 3 de abril ocurrió la explosión más violenta de la erupción de 1982 (Yokohama et al., 1992). El magma entró en contacto con agua, probablemente del sistema hidrotermal, produciendo una explosión hidromagmática violenta que destruyó completamente el domo central y generó oleadas piroclásticas húmedas (S1), las cuales viajaron hasta 8 km del cráter, arrasando con todo lo que encontraban a su paso, incluidas las vidas de más de 2 000 personas y la destrucción de 9 poblados (Sigurdsson et al., 1984; Sigurdsson et al., 1987; Macías et al., 1997a; Scolamacchia y Macías, 2005) (Figura 25). Las oleadas fueron casi inmediatamente seguidas por flujos piroclásticos espesos (F1) que terminaron por rellenar el terreno y por la formación de una segunda columna pliniana que alcanzó 32 km de altura, depositando la capa rica en líticos B (Carey y Sigurdsson, 1986). Horas después, la columna pliniana colapsó formando flujos piroclásticos de pómez (F2) y otros eventos menores que no alcanzaron más allá de 2 km del cráter (UI). Cuatro horas más tarde, ya en la madrugada del 4 de abril, el volcán reinició su actividad con otra explosión que formó una tercera columna pliniana (C), que alcanzó 29 km de altura y fue dispersada nuevamente hacia el NE. Explosiones hidromagmáticas originaron oleadas piroclásticas (S3) que llegaron hasta 4 km del cráter. Las oleadas contenían vapor de agua que favoreció la aglutación de ceniza volcánica (Varekamp et al., 1984) formando agregados de ceniza (Scolamacchia et al., 2005).

Figura 22. Fotografía hacia el oeste del volcán Chichón con su domo central al centro de la fotografía y el cráter Somma a la izquierda (flecha) antes de la erupción de 1982. Fotografía cortesía de René Canul.

 

Figura 23. Vista aérea del volcán Chichón tomada después de la erupción de 1982. Se aprecian los bordes del cráter formado por la erupción de 1982 y en su interior el lago color turquesa, fumarolas y sublimados de azufre. Fotografía de Reynaldo Mota.

 

Figura 25. El área punteada muestra la distribución de flujos y oleadas piroclásticas de la erupción de 1982 de acuerdo a Scolamacchia y Macías (2005). Los pueblos en color negro fueron destruidos por la erupción.

 

En el sitio en donde se encontraba el domo central yacía un cráter de 1 km de diámetro con cuatro cráteres internos y sus respectivos lagos. Las paredes verticales del cráter expusieron una secuencia estratigráfica que claramente sugiere que este cráter, había sido tapado por la formación de domos anteriores y reactivado por erupciones explosivas posteriores.

Después del 4 de abril, la actividad del Chichón disminuyó drásticamente aunque se reportaron explosiones pequeñas desde abril hasta septiembre de 1982. La emisión repentina de cerca de 1.5 km³ (roca densa equivalente) modificó completamente la topografía del volcán, pero sobre todo, bloqueó la red hidrológica preexistente formada por el cauce de los ríos Susnubac-Magdalena y Platanar (Riva- Palacio Chiang, 1983; SEAN, 1982). Los flujos piroclásticos emitidos durante la segunda fase pliniana bloquearon el río Magdalena, formando una represa de 25 a 75 m de espesor (Macías et al., 2004a). El agua del río Susnubac y la lluvia precipitada durante los meses de abril-mayo comenzó a acumularse dando lugar a la formación de un lago (Figura 26). El material piroclástico recién depositado tenía una temperatura cercana a los 300 °C, por lo que el agua del lago estaba casi al punto de ebullición. Para fines de abril el lago tenía 4 km de largo y 300-400 m de ancho, con un volumen de 26x106 m3 de agua caliente, que para inicios de mayo se había incrementado hasta 40x106 m3 (Medina-Martínez, 1982). Los últimos días de mayo, el ejército había evacuado a 1 288 habitantes aguas abajo de la represa (Baéz-Jorge et al., 1985). El día 26 de mayo a la 1:30 am, la represa colapsó debido a que el nivel del agua la superó y comenzó a erosionarla. La ruptura de la represa descargó dos flujos de escombros calientes, que se transformaron rápidamente en flujos hiperconcentrados (Macías et al., 2004a). A 10 km de distancia, los flujos tenían 82 °C; ahí inundaron el pueblo de Ostuacán así como sembradíos de café y cacao. El flujo continuó su viaje a lo largo del cauce del río Magdalena hasta alcanzar el río Grijalva. Ya en el río Grijalva viajó otros 7 km hasta la presa hidroeléctrica Penitas de la CFE, entonces en construcción. El agua que tenía todavía una temperatura de 50 °C, elevó 7 m el nivel del río causando la muerte de un trabajador, quemó a otros tres trabajadores y dañó maquinaria.

La erupción de 1982 devastó la vegetación selvática de las laderas del volcán, arrasando un área cercana a los 100 km²; en sitios distantes como Ostuacán y Pichucalco causó el derrumbe de los techos de lámina de las iglesias. La erupción expulsó 7 millones de toneladas de SO2 en la estratósfera, las cuales dieron lugar a la formación de aerosoles (Krueger, 1983; Matson, 1984). Estos aerosoles crearon una nube de material fino que circundó en varias ocasiones el planeta, produciendo un impacto en el clima global, al reducir la temperatura del planeta en 0.5 °C. Así mismo, los productos juveniles de la erupción contenían anhidrita, mineral que no había sido reportado en rocas volcánicas (Luhr et al., 1984; Rye et al., 1984). Todos estos ingredientes, atrajeron la atención de un gran número de especialistas hacia nuestro país, quienes realizaron estudios del lago cratérico (Casadevall et al., 1984), depósitos piroclásticos (Tilling et al., 1984; Sigurdsson et al., 1984; Rose et al., 1984; Sigurdsson et al., 1987), de la dispersión de las nubes eruptivas (Varekamp et al., 1984; Carey y Sigurdsson, 1986), contenido de azufre en el magma (Devine et al., 1984; Carroll y Rutherford, 1987) y petrología de los magmas (Luhr et al., 1984).

Figura 26. Vista del lago temporal formado entre abril y mayo de 1982. El agua del lago estaba en contacto con los depósitos piroclásticos por lo que estaba casi a punto de ebullición. Fotografía de Servando de la Cruz.

 

7.3. Erupciones holocénicas

Como se mencionó anteriormente, la erupción arrasó con la cobertura vegetal y expuso a la luz parte del registro estratigráfico antiguo del volcán Chichón, el cual había estado en parte, cubierto por la vegetación. Los primeros estudios estratigráficos realizados después de la erupción de 1982, revelaron la existencia de depósitos con material carbonizado producidos por erupciones antiguas ocurridas hace 550, 1 250 y 1 650 años AP (Rose et al., 1984; Tilling et al., 1984). Tilling y colaboradores encontraron que los depósitos de la erupción ocurrida hace 1 250 años, contenían fragmentos de cerámica de tipo Maya de una población que había ocupado las faldas del volcán. Posteriormente, Macías (1994) reportó otras dos erupciones fechadas en 900 y 1 400 años. En el primer estudio sistemático de la historia eruptiva del volcán, Espíndola et al. (2000) encontraron que el Chichón había presentado al menos 11 erupciones explosivas, durante los últimos 8 000 años ocurridas hace 550, 900, 1 250, 1 400, 1 700, 1 800, 2 000, 2 400, 3 100, 3 700 y 7 500 años AP (Figura 27). Este hecho ubica al Chichón, como uno de los volcanes más activos del mundo durante el Holoceno (Espíndola et al., 2000). Las erupciones ocurridas hace 550, 1 250 y 1 450 fueron más grandes que la erupción de 1982, que tuvo un Índice de Explosividad Volcánica IEV=4 (Newhall y Self, 1982). De hecho, la erupción pliniana ocurrida hace 550 años, produjo 1.4 km³ de material y generó un depósito de caída, que tiene un espesor con un orden de magnitud mayor al de las caídas A, B, y C de la erupción de 1982 (Macías et al., 2003). Sorprendentemente, los depósitos de flujo piroclástico de la erupción de hace 2 400 años, también contenían fragmentos de cerámica casera, lo que claramente indicaba que el volcán había sido habitado durante los últimos 2 500 años y que ha tenido un impacto directo y frecuente en comunidades prehispánicas. Sus erupciones pudieron haber tenido impacto en las tierras bajas de los Mayas, en donde la ceniza volcánica fue utilizada por los pobladores para cocer y elaborar sus cerámicas (Ford y Rose, 1995). La composición química del vidrio y cristales de estas cerámicas, apunta a que el Chichón y otros volcanes de Guatemala, pudieron haber hecho erupción durante este periodo, produciendo lluvia de cenizas en estas regiones desprovistas de rocas volcánicas.

El periodo de reposo entre todas estas erupciones ha variado de 100 a 600 años, la erupción de 1982 tuvo lugar después de un periodo de reposo de 550 años (Tilling et al., 1984; Espíndola et al., 2000). En el futuro no podemos descartar que ocurra una erupción en las condiciones actuales, esto es, con un cráter abierto ocupado por un lago. Una erupción en estas condiciones podría generar oleadas piroclásticas, como aquéllas registradas en las erupciones de hace 2 000 y 2 400 años.

Figura 27. Columna estratigráfica simplificada del volcán Chichón que muestra los depositos formados durante el Holoceno (tomada de Espíndola et al., 2000).

 

7.4. Composición química de los magmas

Los magma expulsados por El Chichón durante los últimos 8 000 años, tienen una composición traquiandesítica (Duffield et al., 1984; Rose et al., 1984; McGee et al., 1987; Espíndola et al., 2000; Macías et al., 2003). La mineralogía predominante es plagioclasa>anfíbol>augita, con magnetita, esfena, pirrotita, biotita y apatita como minerales accesorios (Luhr et al., 1984; Duffield et al., 1984; Espíndola et al., 2000). Tanto la composición química como la mineralógica son muy similares a la de los volcanes del arco volcánico Chiapaneco (Capaul, 1987). Las traquiandesitas ricas en azufre (SO2), expulsadas durante la erupción de 1982, eran muy ricas en cristales (~53 vol. %), incluyendo un ~2 vol. % de anhidrita (Luhr et al., 1984). No se conocen erupciones previas del Chichón con un contenido alto de azufre, debido a que la anhidrita se lixivia rápidamente (Luhr et al., 1984). Mediante el uso de varios geotermómetros, se ha estimado que las traquiandesitas de la erupción de 1982 estuvieron sujetas a temperaturas entre 750 y 880 °C antes de la erupción (Luhr et al., 1984) y a profundidades cercanas a los ~6 km (2 kilobares, Luhr, 1990). Sin embargo, los estudios sísmicos indican que la cámara magmática durante la erupción de 1982, se encontraba entre 7 y 13 km por debajo del volcán debido a que a esta profundidad se presentó un gap sísmico (Jiménez et al., 1998) lo cual podría indicar una reservorio magmático más profundo en el basamento sedimentario y evaporítico de edad Cretácica de la región, donde la asimilación pudo contribuir al enriquecimiento de azufre del magma (Rye et al., 1984). Antes de la erupción ocurrida hace 550 años, el magma tenía una temperatura de 820-830 °C y estaba saturado en agua (5-6% en peso de H2O), a profundidades de ~6-7.5 km (2-2.5 kilobares) por debajo de la cima del volcán (Macías et al., 2003). Esto indica que el reservorio magmático del Chichón, ha cambiado ligeramente su posición por debajo del volcán, durante las ultimas dos grandes erupciones.

La composición constante de los productos expulsados sugiere que el sistema magmático se ha mantenido relativamente estable. Sin embargo, la presencia de inclusiones máficas (traquibasaltos y traquiandesitas-basálticas) en las traquiandesitas del Chichón y la variación isotópica en los perfiles de fenocristales de plagioclasas, indican que el sistema magmático ha sufrido recargas de magma en forma repetida (Espíndola et al., 2000; Tepley et al., 2000; Davidson et al., 2000; Macías et al., 2003) (Figura 28).

Figura 28. Esquema que muestra la posición de la cámara magmática del volcán Chichón durante sus erupciones ocurridas hace 550 años (Macías et al., 2003) y en 1982 (Jiménez et al., 1998; Luhr, 1990).

 

8. Volcán Tacaná

El volcán Tacaná (15°08’ N, 92°09’ W; 4 060 m) toma su nombre del poblado de Tacaná del municipio de San Marcos, Guatemala (Figura 1). El Tacaná representa uno de los límites internacionales entre la República de Guatemala y México; es uno de los volcanes activos de nuestro país y de mayor riesgo, dado que está circundado por una población cercana a los 300 000 habitantes, viviendo en un radio de 35 km de su cima.

 

8.1. Estudios previos

La primera mención histórica del volcán fue hecha por von Humboldt (1862), quien lo describió como el volcán Soconusco, el más noroccidental de Centroamérica. Dollfus y de Monserat (1867) lo describieron como el volcán Istak. Posteriormente, Sapper (1896; 1899) aclaró que Soconusco es sinónimo de Tacaná. En sus estudios Böse (1902, 1903, 1905) lo describió como el volcán Tacaná. Waitz (1915) también aclaró que Soconusco e Istak son sinónimos de Tacaná (en De Cserna et al., 1988). Sapper (1896, 1899) fue el primero en mencionar brevemente al volcán Tacaná. En esa misma década, Bergeat (1894) realizó la primera descripción petrográfica y clasificó a las rocas del Tacaná como andesitas de augita. Los estudios modernos en torno a este volcán iniciaron de manera casual con los temblores ocurridos el 22 de septiembre de 1902 y con la erupción de 1902 del volcán Santa María, Guatemala, ocurrida el 24 de octubre de ese mismo año. Estos eventos captaron la atención de varios geólogos, entre ellos Böse quien acudió a la región para realizar observaciones geológicas. La primera descripción detallada del Tacaná fue hecha por Böse (1902, 1903), reportando que la base del volcán se encontraba a 2 200 msnm sobre rocas graníticas. El consideró que el cerro no era realmente un cono, dado que estaba compuesto por tres escalones situados a elevaciones de 3 448, 3 655 y 3 872 m (cráter superior en el interior del cual está el tapón de lava). Ordóñez clasificó a las rocas colectadas por Böse (1903, 1905) como andesitas de hiperstena y hornblenda. El mismo Böse (1902, 1903) describió un cráter de explosión de forma elíptica de 50 m de diámetro y 5 m de profundidad, localizado al SW de la cima del volcán, sitio de donde anteriormente exhalaba ácido sulfuroso y corrientes de agua azufrosa. Sapper (1897) señaló que después de un fuerte sismo, el 12 de enero de 1855 se formaron fisuras en los flancos del Tacaná, de donde salió humo durante un tiempo breve (Mooser et al., 1958). Böse (1902, 1903) escuchó de los pobladores que en 1858 ocurrió una erupción cerca de la cima del volcán que arrojó ceniza y humo de los agujeros en forma de embudo; con menor certeza se refirió a una erupción ocurrida en 1878. Posteriormente existen las descripciones generales de Waibel (1933), quien reafirma como Böse (1902) que la roca granítica forma el basamento del Tacaná. Tanto Böse (1902, 1903) como Waibel (1933) lo consideran un volcán apagado o dormido, pero no extinto.

 

8.2. La erupción de 1949

A partir del 22 de diciembre de 1949, cuando tuvo lugar un sismo en el volcán Tacaná, los pobladores observaron columnas blancas que produjeron la caída de ceniza, cerca del poblado de Unión Juárez. Este evento atrajo la atención de los lugareños y autoridades, quienes solicitaron al Instituto de Geología estudios al respecto. En enero de 1950 acudió el geólogo Müllerried, quien realizó un recuento muy detallado de los estudios previos, de la geología de la cima y del mismo evento eruptivo (Müllerried, 1951). Mülleried observó que el cráter superior del Tacaná se encontraba 70 m por debajo de la cima del volcán (tercer escalón de Böse 1902) y que además se encontraba abierto hacia la porción N-NW. Al mismo tiempo, observó los otros escalones a 160 m por debajo de la cima, en donde se hallaba una laguna seca (cráter elíptico de Böse, 1902), y otro a 230 m, en donde existía una laguna con agua. Según Mülleried (1951), las emanaciones de la erupción de 1949 tuvieron lugar a través de 16 bocas eruptivas localizadas en tres sitios al suroeste de la cima. Algunos de estos sitios coinciden con las descripciones de Böse (1902, 1903) sobre antiguas manifestaciones en el cráter elíptico. Las bocas eruptivas tenían diámetros variables de 2-4 m y en ocasiones se alcanzaba a ver el fondo de hasta 4 m de profundidad (fumarola 1); en otras fumarolas ocurrían ruidos como de locomotora (fumarola 6). De estas bocas eruptivas se levantaban columnas de humo transparente a blanco, que se observaban inclusive desde la ciudad de Tapachula. Algunas salían acompañadas de ácido sulfuroso, con la precipitación de minerales blancos a amarillos (cloruros y azufre). La erupción de 1950 propició que el Tacaná, apareciera por primera ocasión en el Catálogo de Volcanes Activos del Mundo (Mooser et al., 1958).

 

8.3. La erupción de 1986

Después de un periodo de reposo aparente de 35 años, el volcán Tacaná comenzó a dar signos de reactivación. El 19 de diciembre de 1985 se produjeron temblores locales acompañados de señales audibles, los cuales continuaron durante enero de 1986, mes en el que se instaló una red portátil de sismógrafos. El evento más importante ocurrió el 3 de febrero; en esa ocasión se produjeron daños en algunas construcciones de adobe, en la población de Ixchiguan en el Departamento de San Marcos, Guatemala, a unos 25 km en dirección ENE del cráter del volcán. La actividad fue incrementándose hasta el 7 de mayo, cuando se presentó un enjambre de sismos que provocó pánico entre la población. El 8 de mayo, cuando la frecuencia de los temblores sentidos era de más de 2 por minuto, una pequeña erupción freática dio lugar a un cráter de unos 8 m de diámetro en su lado noroeste, a 3 600 m casi sobre la línea fronteriza, en el lado mexicano (De-la Cruz et al., 1989). De este cráter, se levantaba una columna de vapor de agua y gases de hasta 1 000 m de altura. Posteriormente, la actividad sísmica declinó notablemente y dos días después alcanzó los niveles precedentes del mes de abril. La fumarola tenía una composición enriquecida en vapor de agua, sin componentes magmáticos (Martini et al., 1987).

Casualmente, un poco antes de la erupción de 1986, la Comisión Federal de Electricidad había iniciado una serie de estudios para evaluar el potencial geotérmico del volcán Tacaná. Los estudios que se implementaron incluyeron la geología de semidetalle del volcán (De-la Cruz y Hernández, 1985) y la evolución geoquímica de la zona geotérmica (Medina-Martínez, 1986). De estos últimos se desprende que las aguas de los manantiales del Tacaná son de tipo sulfatado ácido y que existían una serie de fumarolas localizadas entre 3 200 y 3 600 m de altura al S-SW de la cima del volcán, con temperaturas entre 82 y 94 °C. Actualmente muchos manantiales alrededor del volcán tienen una composición rica en CO2; la composición química de todos los manantiales puede interpretarse como una mezcla entre un componente de agua profunda rica en SO4-HCO3-Cl y agua meteórica diluida (Rouwet et al., 2004). De esta forma, en la actualidad la emisión total de volátiles del Tacaná es de ~50 t/d de SO2, que es un valor típico de desgasificación para volcanes pasivos.

Los estudios que siembran las bases geológicas del Tacaná, son los iniciados por la Comisión Federal de Electricidad (CFE) (De-la Cruz y Hernández, 1985) y por Saucedo-Girón y Esquivias (1988). En estos trabajos se plantea el primer mapa geológico del Tacaná, a escala aproximada 1:120 000, en donde afirman que el volcán está construido sobre el basamento granítico y andesitas del Terciario. Estos autores cartografiaron e identificaron tres depósitos de flujos piroclásticos que denominaron Qt1, Qt2 y Qt3, y asociaron a la formación de tres calderas pequeñas. Posteriormente, De Cserna et al. (1988) presentaron un mapa fotogeológico preliminar del Tacaná a escala 1:50 000, en donde definieron 14 unidades estratigráficas y una descripción detallada de los estudios previos. En su estudio concluyeron que el Tacaná es un estratovolcán poligenético compuesto por tres volcanes alineados en dirección NE-SW, que expusieron como los periodos eruptivos Talquian, Tacaná y El Águila. Seguramente estos tres volcanes corresponden a las tres calderas propuestas por De-la Cruz y Hernández (1985). De la misma forma, Mercado y Rose (1992) elaboraron un mapa fotogeológico del Tacaná y mapas de peligros para diferentes tipos de eventos volcánicos. En su trabajo reportan por primera vez análisis químicos de rocas que indican que el volcán está compuesto por andesitas de composición calcialcalina.

 

8.4. Marco geológico

El Tacaná se encuentra ubicado muy cerca de la zona de triple unión de las placas tectónicas de Norteamérica, Caribe y Cocos (Burkart y Self, 1985) dentro del bloque cortical de Chortis (Ortega-Gutiérrez et al., 2004) (Figura 29). Debido a su posición tectónica, no existe un basamento Paleozoico en la región como se había planteado (Mooser et al., 1958; De Cserna et al., 1988; De-la Cruz y Hernández, 1986) sino de probable edad Mesozoica. Existen dos fases de intrusión con edades de 29-35 Ma y 13-20 Ma representadas por granitos, granodioritas y tonalitas (Mugica-Mondragón, 1987; García-Palomo et al., 2006). La actividad volcánica inició hace 2 Ma con la formación de la caldera San Rafael y continuó hace 1 Ma con la creación de la caldera Chanjalé (García-Palomo et al., 2006). El Tacaná se emplazó durante los últimos 100 000 años o menos dentro de la caldera San Rafael. En realidad el Tacaná es un complejo volcánico como lo mencionó De Cserna et al. (1988), que consiste en cuatro estructuras alineadas en dirección NE-SW y son los volcanes Chichuj (Talquian), Tacaná, el domo las Ardillas y San Antonio (El Águila) (Macías et al., 2000; García-Palomo et al., 2006) (Figura 30).

 

8.5. Historia eruptiva

Los primeros fechamientos de material carbonizado en depósitos prehistóricos del volcán Tacaná fueron obtenidos por Espíndola et al. (1989). Estos autores fecharon en 42 000 años (14C) un depósito de flujos de bloques y ceniza en la localidad de La Trinidad. Este depósito correspondía al abanico de piroclastos Qt3, propuesto por De-la Cruz y Hernández (1985). Con base en esta edad, Espíndola y colaboradores consideraron que estos depósitos de Qt3 deberían de corresponder a algunos de los depósitos más viejos del Tacaná y que, por ende, los depósitos Qt2 y Qt1 tenían que ser más jóvenes. Nuevas observaciones de campo arrojaron una edad de 38 000 años para el mismo depósito de flujo de bloques y ceniza de La Trinidad (Espíndola et al., 1996), edad muy cercana a la ya reportada por Espíndola et al. (1989); también otra edad cercana a los 30 000 años en la localidad de Monte Perla, siempre sobre el abanico Qt3 en un depósito de flujo de bloques y ceniza. De esta forma, era obvio que aún dentro del abanico de piroclastos Qt3 existen varios depósitos sobrepuestos producidos por diferentes erupciones, que provenían probablemente del volcán Tacaná.

Posteriormente, Macías et al. (2000) identificaron dos erupciones ocurridas hace 10 000 y 1 950 años, lo que indicaba que el Tacaná había tenido al menos cuatro erupciones de gran magnitud durante los últimos 40 000 años. La erupción de hace 1 950 años proveniente del volcán San Antonio produjo el flujo piroclástico Mixcun que correspondía a el abanico de piroclastos Qt2 de De-la Cruz y Hernández (1985). Esta erupción causó el abandono temporal del centro ceremonial de Izapa (Macías et al., 2000) ocurrido durante el primer siglo de nuestra era (Lowe et al., 1982). Las erupciones acaecidas hace 40 000, 30 000 y 1 950 años, habían sido producidas por la destrucción parcial o total de un domo central con la generación de flujos piroclásticos de bloques y cenizas, capaces de viajar varios kilómetros y de rellenar barrancas con varios metros de espesor. Recientemente se han identificado al menos otras seis erupciones del volcán Tacaná, ocurridas hace 32 000, 28 000, <26 000, 16 000, 7 500 y 6 500 (Macías et al., 2004b; Mora et al., 2004; García-Palomo et al., 2006). Algunas de estas erupciones no habían sido consideradas en la zonificación de peligros volcánicos (Mercado y Rose, 1992; Macías et al., 2000).

Las erupciones que se presentaron hace 28 000 y 16 000 años fueron producidas por la destrucción de un domo central, por lo que se suman a las erupciones descritas anteriormente de 40 000 y 2 000 años (volcán San Antonio). Sin embargo, la erupción de 32 000 años fue un evento producido por actividad de tipo pliniana, que no había sido registrada en el volcán Tacaná, salvo una mención muy superficial en el trabajo de Mercado y Rose (1992), en donde incluían una isopaca de 2 m en el pueblo de Sibinal, Guatemala. Otra erupción sobresaliente está representada por el colapso de la porción noroccidental del volcán Tacaná, que ocurrió hace menos de 26 000 años. Este evento produjo una avalancha de escombros que viajó 8 km hasta el río Coatán, bloqueando el drenaje de los ríos San Rafael y Chocabj. El depósito tiene un H/L de 0.35, cubre un área mínima de 8 km² y tiene un volumen mínimo de 1 km³ (Macías et al., 2004b). Las erupciones fechadas alrededor de 7 500 y 6 500 años han producido flujos piroclásticos de ceniza y pómez y oleadas piroclásticas, respectivamente, cuyos depósitos cubren el cono moderno del volcán Tacaná.

Figura 29. Mapa geológico general del complejo volcánico de Tacaná el cual se encuentra enclavado dentro de la caldera de San Rafael de 1 Ma. Se muestran algunos de los depósitos piroclásticos producidos durante los últimos 50 000 años en el volcán Tacaná y el depósito de flujo piroclástico Mixcun de 1950 años. Modificado de García-Palomo et al. (2006). T: volcán Tacaná, SA: volcán San Antonio, Ch: volcán Chichuj, A: domo Las Ardillas.

 

Todas estas erupciones han producido lahares a lo largo de los cauces de los ríos Coatán, Cahoacán y Mixcun, los cuales drenan hacia el Océano Pacífico. En el estudio de Macías et al. (2000) se reporta que el sitio prehispánico de Izapa fue abandonado alrededor del primer siglo D.C., debido a inundaciones asociadas a la erupción Peleana, ocurrida hace 1 950 años en el Tacaná. Es muy impresionante observar que diversos depósitos de lahar de edad desconocida afloran en las zonas limítrofes de la ciudad de Tapachula (250 000 habitantes). La ciudad de Tapachula está asentada en los límites de dos enormes abanicos aluviales de edad Pleistoceno-Holoceno, y entre los ríos Coatán y Cahoacán. En estos ríos ocurren inundaciones anuales y en ocaciones algunas más graves como las producidas en octubre de 2005 por el huracán Stan.

Desde un punto de vista petrológico el complejo volcánico de Tacaná está compuesto principalmente por andesitas con dos piroxenos con una asociación mineralógica de plagioclasa, augita, hiperstena+óxidos de hierro y en ocasiones hornblenda. En menor proporción se tienen dacitas con la misma composición mineralógica, formando esencialmente lavas o domos viscosos. La composición química de los volcanes del complejo muestra algunas variaciones significativas (Mercado y Rose, 1992; Macías et al., 2000; Mora, 2001; Mora et al., 2004). De este modo el volcán Chichuj ha generado flujos de lava y domos andesíticos (59-63% SiO2). El volcán Tacaná presenta flujos de lava basáltico andesíticos (56-61% SiO2), flujos de lava y domos andesíticos y dacíticos (61-64% SiO2), y flujos piroclásticos con líticos juveniles de composición andesítica (60-63% SiO2). El volcán San Antonio ha originado flujos de lava andesíticos y domos dacíticos (58-64% SiO2).

Figura 30. Panorámica del complejo volcánico de Tacaná, México-Guatemala. Vista desde el poblado de Unión Juárez hacia el NW de los edificios volcánicos de Chichuj (Ch), Tacaná (T), domo las Ardillas (DA) y San Antonio

 

9. Discusión y conclusiones

En su mayoría, los grandes volcanes de México se localizan dentro de la provincia geológica conocida como la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM), un arco volcánico continental formado por miles de estructuras volcánicas, que atraviesa nuestro país entre los paralelos 19° y 20° de latitud norte (Figura 1). El vulcanismo también aparece en menor grado en zonas aisladas del territorio nacional, como el campo volcánico de San Quintín y el complejo volcánico de Tres Vírgenes en Baja California, el campo volcánico de Pinacate en Sonora, las islas Revillagigedo en el Pacífico, el campo volcánico de los Tuxtlas en Veracruz, el cinturón volcánico de Chiapas y el volcán Tacaná, Chiapas, que representa el volcán activo más noroccidental del arco volcánico de Centroamérica (AVCA). Un gran número de autores concluye que la FVTM es un arco volcánico originado por la subducción de las placas de Rivera y Cocos, por debajo de la placa de Norteamérica en la trinchera Mesoamericana (Ponce et al., 1992; Singh y Pardo, 1993; Pardo y Suárez, 1993, 1995). Sin embargo, la disposición oblicua de ~15° con respecto a la trinchera Mesoamericana de la FVTM ha llevado a otros autores a proponer que su origen se debe a una zona de fractura o megacizalla (Cebull y Shurbet, 1987), una estructura parecida a un rift que está experimentando extensión activa (Sheth et al., 2000). La posición oblicua de la FVTM contrasta con el arreglo del AVCA, el cual se extiende de manera paralela a la costa desde el occidente de Panamá, hasta el borde entre México y Guatemala. En esta región el vulcanismo desaparece, se vuelve discontinuo y se aleja de la trinchera al igual que las curvas de igual profundidad de sismos (Figura 31). Así, el vulcanismo se manifiesta de manera errática formando el cinturón volcánico de Chiapas (CVC) con productos calcialcalinos, hasta el volcán activo Chichón de composición alcalino potásica, ubicado a 400 km de la trinchera. El vulcanismo surge de manera aislada en el campo volcánico de los Tuxtlas, con productos alcalinosódicos y calcialcalinos; este campo está ubicado a 350 km de la trinchera. De esta forma, Nixon (1982) propuso que el vulcanismo alcalino de los Tuxtlas y del Chichón, se debía a una tectónica extensional asociada a la triple unión entre las placas de Norteamérica, Caribe y Cocos. Sin embargo, otros autores concluyen que el vulcanismo en esta región está asociado a la subducción de la placa de Cocos, por debajo de Norteamérica (Stoiber and Carr, 1973; Thorpe, 1977; Havskov y Macías, 1983; Burbach et al., 1984; Bevis and Isacks, 1984; Luhr et al., 1984; García-Palomo et al., 2004).

Finalmente, el vulcanismo reaparece en la FVTM en el paralelo 19°, que ocupa la parte central de México desde las costas de Veracruz hasta las costas de Nayarit, con productos predominantemente calcialcalinos y con algunas regiones aisladas de volcanismo alcalino, como el graben de Colima y la sierra de Chichinautzin (Figura 31). Los volcanes de Colima, Nevado de Toluca, Popocatépetl y Pico de Orizaba están ubicados a lo largo de la FVTM por lo que el espesor de la corteza continental por debajo de éstos aumenta desde el volcán de Colima (20-22 km), Nevado de Toluca (40 km), Popocatépetl (47 km) hasta el Pico de Orizaba (>50 km) (Molina-Garza y Urrutia-Fucugauchi, 1993; Urrutia-Fucugauchi y Flores-Ruiz, 1996). Esto se ve reflejado en la gráfica de las relaciones isotópicas de 87Sr/86Sr vs. εNd, de los volcanes (Nelson et al., 1995; Macías et al., 2003; Martínez-Serrano et al., 2004; Schaaf et al., 2004) (Figura 32). Como se puede apreciar, el volcán de Colima tiene una posición más cercana a la trinchera y las relaciones isotópicas de sus productos son más primitivas que las de los volcanes Nevado de Toluca, Popocatépetl, y Pico de Orizaba que tienen una posición más alejada a la trinchera y el espesor cortical por debajo de éstos es mayor. Debido a esto, sus magmas muestran evidencias claras de contaminación cortical, la cual ha sido también observada con isótopos de osmio (Chesley et al., 2000; Lassiter y Luhr, 2001) y la presencia de xenolitos de la corteza (Valdez-Moreno et al., 2006). El grado de asimilación cortical, está relacionado con la composición y la edad de la corteza continental con la que el magma interactúa, así como con su tiempo de almacenamiento en la base de la corteza y durante su posterior ascenso hacia la superficie. De esta forma, Schaaf et al. (2004) concluyeron que las relaciones isotópicas primitivas de los magmas del volcán de Colima, se deben a que existe por debajo del mismo una corteza joven y primitiva, mientras que las relaciones isotópicas más evolucionadas de los volcanes Popocatépetl y Pico de Orizaba, tienen lugar porque por debajo de los mismos se encuentra la Formación Morelos y rocas grenvillianas, respectivamente.

Figura 31. Marco tectónico del centro-sur de México que muestra la ubicación de la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM), del campo volcánico de los Tuxtlas (CVT), el cinturón volcánico de Chiapas (CVA) y el arco volcánico de Centroamérica (AVCA) con respecto a las placas tectónicas. Las líneas en gris representan las curvas de igual profundidad de sismos. ZFO: Zona de Fractura de Orozco, TMA: Trinchera Mesoamericana, CPSO: Cresta Pacífica Oriental, ZFR: Zona de Fractura de Rivera, ZFOG: Zona de Fractura de O’Gorman, y TR: Ridge de Tehuantepec. Modificada de García-Palomo et al. (2004).

 

En el sur de México tenemos productos volcánicos con características diferentes (Figura 32). El volcán Tacaná, esta localizado a sólo 100 km de la trinchera y tiene un espesor cortical aproximado de 40 km (Rebollar et al., 1999). Este volcán presenta productos con valores isotópicos compatibles, con un mayor grado de asimilación cortical (87Sr/86Sr: 0.70441-0.70459; εNd: 2.26-3.57) (Mora et al., 2004), que las relaciones isotópicas de los volcanes Chichón (Macías et al., 2003) ubicado a 250 km de la trinchera y varios volcanes del campo volcánico de los Tuxtlas, situado a 350 km de la trinchera (Nelson et al., 1995). Las rocas del sur de México, tienen una firma calcialcalina con un contenido medio en K, con anomalías negativas de Nb, Ti, y P, y enriquecimientos de las Tierras Raras ligeras, típico de ambientes de subducción.

Durante los últimos 30 años se han establecido las características composicionales de la mayoría de nuestros volcanes mediante el estudio químico de los elementos mayores, traza y Tierras Raras. A pesar de este avance, conocemos todavía muy poco sobre los procesos de generación del magma y la fusión parcial del manto que tienen lugar a profundidades superiores a 75 km; también acerca de los procesos de asimilación y contaminación cortical originados a profundidades menores de 50 km, y sobre los procesos de cristalización fraccionada y almacenamiento del magma antes de su erupción, que ocurren a profundidades relativamente someras, inclusive a pocos kilómetros por debajo de la superficie terrestre. En este último campo, recientemente se han llevado a cabo estudios de petrología experimental para conocer las condiciones pre-eruptivas (presión, temperatura y saturación de agua) de los magmas asociados a erupciones recientes. Por ejemplo, sabemos que las condiciones de equilibrio mineralógico del magma, de la erupción de 1998 del volcán de Colima indican que éste tenía una temperatura de 840-900° C y se estacionó a profundidades de 3-7 km por debajo del cráter (Mora et al., 2002). De la misma forma, se ha determinado que durante tres erupciones ocurridas entre 14 000 y 10 500 años (Pleistoceno tardío) en el volcán Nevado de Toluca, el magma tenía una temperatura de 814-840 °C y se estacionó en una cámara magmática ubicada a 6 km de profundidad por debajo del cráter (Arce et al., 2005a). En otro estudio petrológico, se analizaron los productos emitidos durante los eventos eruptivos ocurridos entre abril de 1996 y febrero de 1998, en el volcán Popocatépetl (Straub y Martín-del Pozzo, 2001). Los resultados de este estudio indicaron que el magma híbrido emitido era el resultado de una mezcla entre dos magmas, uno andesítico (55% SiO2, 1170-1085 ºC) saturado en olivino y espinela, probablemente formado en el Moho y otro dacítico (62% SiO2, ~950 ºC) con clinopiroxeno, ortopiroxeno y plagioclasa estacionado entre ~4 y 13 km por debajo del cráter. Wallace y Carmichael (1999) concluyeron que la temperatura de formación de algunos basaltos de olivino del campo volcánico de Chichinautzin osciló entre 1 200 y 1 290 ºC empleando el programa MELTS. Para las lavas recientes, emitidas por los dos centros eruptivos del Volcancito en la parte oriental de la FVTM, se estimaron temperaturas de 1 198 a 1 236 ºC (basalto calcialcalino del río Nolinco) y 1 166 a 1 175 °C (hawaita Toxtlacuaya) (Carrasco-Núñez et al., 2005). Todos estos estudios representan un gran avance en el conocimiento de la evolución somera de los magmas, sin embargo, desconocemos procesos más profundos que podrían ser cubiertos en parte por el estudio de xenolitos (Blatter y Carmichael, 1998) y con las inclusiones fluidas (gases y líquido magmático) atrapadas en los magmas. Ya se han realizado algunos estudios en este sentido, como aquéllos de los volcanes Parícutin (Luhr, 2001) y del campo volcánico de Chichinautzin (Cervantes y Wallace, 2003). Otros estudios que nos permitirían tener una visión más completa de los procesos magmáticos son los isotópicos de Boro (Hochstaedter et al., 1996) para estimar el aporte de sedimentos al proceso de subducción, isótopos de hidrógeno para conocer las características isotópicas del agua magmática (Tarán et al., 2002), así como isótopos de Sr-Nd-Pb para evaluar los procesos petrológicos y la fuente de los magmas (Martínez-Serrano et al., 2004; Schaaf et al., 2005; Valdéz-Moreno et al., 2006).

Figura 32. Relaciones isotópicas de 87Sr/86Sr vs. Epsilon neodimio de rocas de los volcanes de Colima, Nevado de Toluca, Popocatépetl, Pico de Orizaba, campo volcánico de los Tuxtlas, Chichón, y Tacaná.

 

Como se ha documentado en la primera parte de este trabajo, se han logrado avances significativos en el conocimiento de la estratigrafía de nuestros volcanes, que es indispensable para conocer su historia eruptiva. En la mayoría de nuestros volcanes, este registro es muy detallado para los últimos 50 000 años, que es el periodo de tiempo cubierto por el método de 14C. Por ejemplo, empleando el método de 14C podríamos documentar de manera detallada la historia eruptiva de los volcanes Paleofuego y volcán de Colima, pero no la historia del Nevado de Colima. En otras palabras, la mayoría de nuestros volcanes comenzaron sus etapas de formación hace 1-2 Ma, por lo que el inicio de su actividad desborda con facilidad el alcance máximo del método de 14C. De esta forma, para completar la evolución geológica de estos volcanes activos debemos utilizar otros métodos radiométricos de fechamiento como los de K-Ar, Ar/Ar en minerales y rocas, termoluminiscencia en minerales, 36Cl para medir pulimento glaciar, etc. Ya se han iniciado esfuerzos prácticamente en todos nuestros volcanes, que en su mayoría, cuenta con algunos fechamientos de esta naturaleza, logrando apuntalar su historia geológica.

Los estudios geológicos (petrológicos, geoquímicos y vulcanológicos) junto con los registros históricos, son muy importantes para establecer el comportamiento pasado de nuestro volcanes activos y, por ende, pronosticar su comportamiento futuro. Por ejemplo, la historia eruptiva del volcán Popocatépetl indica que ha producido erupciones de tipo pliniano, durante los últimos 23 000 años, por lo que es muy posible que su próxima gran erupción tenga el mismo estilo eruptivo. En cambio, el volcán de Colima ha presentado en el pasado el colapso del edificio volcánico, erupciones plinianas y otras que forman flujos piroclásticos por el empuje y destrucción parcial de un domo central. Este último tipo de actividad se ha venido verificando durante los últimos 20 años, tal y como lo hemos atestiguado en los primeros meses del año 2005. La historia geológica, única de cada uno de nuestros volcanes activos, nos obliga a preparar mapas de peligros volcánicos para cada uno de éstos. Estos mapas representan de manera gráfica las zonas que han sido afectadas en el pasado por erupciones de diferente magnitud y, por lo tanto, también muestran las áreas que podrían ser puestas en peligro por erupciones volcánicas futuras. El día de hoy, únicamente contamos con los mapas de lo volcanes Colima, Popocatépetl y Pico de Orizaba. Estos mapas representan una fuente de información básica para las autoridades de Protección Civil, para establecer planes de ordenamiento territorial, preventivos, ubicar albergues, sitios de reunión y rutas de escape en caso de una erupción inminente (Macías-Vázquez y Capra-Pedol, 2005).

La información geológica (historia eruptiva, registro histórico, mapa de peligros, química de los productos juveniles) representa, junto con la información geofísica (sismología, gravimetría, magnetometría, etc.) y geoquímica, una base muy importante para comprender el comportamiento de los volcanes activos. La erupción de 1994-presente del volcán Popocatépetl, permitió reunir toda esta información, establecer una red de monitoreo y pronosticar sus eventos eruptivos. Sin embargo, hasta esta fecha no se ha logrado establecer un modelo conceptual del funcionamiento del volcán, en donde aparezca con mayor certeza la profundidad de la cámara magmática, los tiempos de ascenso del magma a la superficie y su relación con la desgasificación observada en superficie.

Los estudios vulcanológicos en nuestro país durante las próximas décadas deberán estar encaminados a esclarecer y completar la historia eruptiva de nuestro volcanes activos, determinar los procesos geoquímicos y petrológicos que intervienen en la generación del magma a profundidad y su ascenso hacia la superficie, elaborar los mapas de peligro faltantes y actualizar los mapas de peligros existentes. Y finalmente, se requiere que la información geológica y geofísica acumulada en nuestros volcanes sea difundida entre la población. Una erupción volcánica no puede ser evitada, pero sus daños sí pueden ser aminorados para que ésta no se convierta en un desastre volcánico, como el acontecido en 1982 durante la erupción del volcán Chichón.

 

Agradecimientos

Este trabajo es el resultado de varios proyectos financiados por CONACYT (47226) y DGAPA. Muchas de las observaciones y notas de este estudio han sido realizadas con varios compañeros y amigos: J. M. Espíndola en los volcanes Chichón y Tacaná, C. Siebe en el Popocatépetl, R. Saucedo, J. C. Gavilanes y A. Cortés en Colima, G. Carrasco en el Pico de Orizaba y A. García, L. Capra, J. L. Arce, R. Saucedo, J. C. Mora, T. Scolamacchia, K. Scott, S. Hughes y D. Sarocchi en todos estos volcanes. Las imágenes de satélite son una cortesía de Michael Abrams del Jet Propulsión Laboratory, NASA. Los comentarios y sugerencias proporcionados por G. Carrasco y M. Ort, mejoraron la organización y lectura de este trabajo. Agradezco el apoyo grafico ofrecido para elaborar los mapas geológicos por C. Limón, en la búsqueda de la información bibliográfica por C. Ordaz y a Sara Solís por la corrección de la lista de referencias. Finalmente quiero agradecer el apoyo técnico brindado por A. M. Rocha y el logístico brindado por E. Segre y A. Fernández en el volcán Popocatépetl, y S. Hernández en los volcanes Chichón y Tacaná. Finalmente quiero agradecer a Reynaldo Mota, Jorge Neyra, R. Díaz y a G. Carrasco por el material que en su momento me fue proporcionado para ilustrar este trabajo.

 

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Manuscrito recibido: Septiembre 13, 2005
Manuscrito corregido recibido: Marzo 09, 2006
Manuscrito aceptado: Marzo 21, 2006

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen Conmemorativo del Centenario Temas Selectos de la Geología Mexicana Vol. 57, núm. 3, 2005, p. 343-378 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2005v57n3a5

Magmatismo y tectónica en la Sierra Madre Occidental y su relación con la evolución de la margenoccidental de Norteamérica

Luca Ferrari^1,*, Martín Valencia-Moreno², Scott Bryan³

¹ Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Apartado postal 1-742, Querétaro, Qro., 76001, México
² Estación Regional del Noroeste, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, L.D. Colosio y Madrid S/N, Campus Unison, Apartado Postal 1039, Hermosillo, Son., 83000, México
³ School of Earth Sciences and Geography, Kingston University, Penrhyn Road, Kingston upon Thames, Surrey KT1 2EE, Inglaterra

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Resumen

La Sierra Madre Occidental (SMO) es el resultado de diferentes episodios magmáticos y tectónicos durante el Cretácico- Cenozoico, asociados a la subducción de la placa Farallón debajo de la placa de Norteamérica y a la apertura del Golfo de California. La estratigrafía de la SMO consta de cinco conjuntos ígneos principales: (1) rocas plutónicas y volcánicas del Cretácico Superior-Paleoceno y (2) rocas volcánicas andesíticas y, en menor medida, dacítico-riolíticas del Eoceno, tradicionalmente agrupadas en el denominado “Complejo Volcánico Inferior” (CVI); 3) ignimbritas silícicas emplazadas en su mayoría en dos pulsos, en el Oligoceno temprano (32-28 Ma) y el Mioceno temprano (24-20 Ma), y agrupadas en el Supergrupo Volcánico Superior; 4) coladas basáltico-andesíticas transicionales extravasadas después de cada pulso ignimbrítico, correlacionadas con las “Andesita-Basálticas del Sur de la Cordillera” (SCORBA por sus siglas en inglés); 5) volcanismo postsubducción constituido por coladas de basaltos alcalinos e ignimbritas emplazados en diferentes episodios del Mioceno tardío, Plioceno y Cuaternario, y que se relacionan con la separación de Baja California del continente. Los productos de todos estos episodios magmáticos, parcialmente superpuestos entre sí, cubren a su vez un basamento heterogéneo pobremente expuesto con edades del Precámbrico y Paleozoico en la parte norte (Sonora y Chihuahua) y del Mesozoico en el resto de la SMO.

La deformación Laramide afectó moderadamente a las rocas más antiguas del CVI (~101 a ~89 Ma) en Sinaloa y a rocas volcánicas del Maastrichtiano en Chihuahua central. En su fase final, durante el Paleoceno y Eoceno temprano, se desarrollaron fracturas de tensión ~E-W a ENE-WSW que hospedan los principales depósitos de pórfidos cupríferos de la SMO. La tectónica extensional inició por lo menos en el Oligoceno en toda la mitad oriental de la SMO, provocando la formación de grábenes limitados por fallas de alto ángulo que se han referido como el Basin and Range mexicano. En el Mioceno temprano y medio, la extensión migró hacia el occidente. En Sonora central esta deformación llegó a exhumar la corteza inferior, mientras que en el resto de la SMO no rebasó el 20%. En el Mioceno tardío la extensión se concentró en la franja más occidental de la SMO, adyacente al Golfo de California, donde produjo sistemas de fallas NNW que limitan un conjunto de semigrábenes con vergencia tanto al ENE como al WSW con zonas de acomodo transversales. Es importante notar que buena parte de la extensión se dio mientras la subducción de la placa Farallón era todavía activa.

Los estudios geoquímicos y petrológicos indican que las rocas de la SMO forman un conjunto típicamente calcialcalino, caracterizado por concentraciones de potasio intermedias a altas y enriquecimiento relativamente bajo en Fe. El volcanismo del Eoceno tardío al Mioceno es claramente bimodal con los miembros silícicos dominantes sobre los máficos. Las relaciones iniciales de 87Sr/86Sr están comprendidas, en su mayoría, en el rango de 0.7041 a 0.7070, y los valores iniciales de εNd entre +2.3 y -3.2, intermedios entre los del manto y de la corteza. Con base en los datos isotópicos de rocas volcánicas y xenolitos de algunos pocos sitios de la SMO se han propuesto modelos contrastantes para la génesis del volcanismo silícico. Por una parte las ignimbritas silícicas se han relacionado a un proceso de cristalización fraccionada de magmas máficos del manto con poca o nula intervención de la corteza; por otra parte, se ha considerado que estas rocas son en gran medida el resultado de fusión parcial de la corteza calentada por el arribo de basaltos del manto. Diferentes evidencias sugieren que en la mayoría de los casos ambos procesos hayan ocurrido en la SMO y que la petrogénesis de las ignimbritas es dominada por procesos de mezcla y asimilación-cristalización fraccionada a gran escala inducida por el emplazamiento de cantidades significativas de magmas máficos procedentes del manto.

Los datos geofísicos indican la presencia de una corteza que alcanza los 55 km de espesor en el núcleo relativamente no extendido de la parte norte de la SMO, mientras que más al este el espesor es de ~40 km. El espesor anómalo de la parte central de la SMO sugiere la presencia de una corteza inferior fuertemente intrusionada por magmas máficos. En la franja costera del Golfo de California los espesores son de ~25 km, lo que implica una extensión superior a 100%. El manto superior por debajo de la SMO se caracteriza por una amplia anomalía de baja velocidad, típica del manto astenosférico, que se extiende desde la provincia Basin and Range de Estados Unidos.

La revisión de la historia magmática y tectónica de la SMO presentada en este trabajo indica que esta provincia geológica es el resultado de la evolución del sistema de subducción Cretácico-Cenozoico del occidente de Norteamérica. En particular la SMO, como gran provincia ígnea silícica oligo-miocénica, está ligada a los eventos ocurridos en el ocaso de la subducción de la placa Farallón y puede verse como el precursor de la apertura del Golfo de California. El mecanismo responsable de los pulsos ignimbríticos se relaciona esencialmente con la remoción de la placa Farallón desde la base de la placa de Norteamérica después del término de la orogenia Laramide. Este proceso involucra el aumento rápido del ángulo de subducción y, posiblemente, el despegue de la parte más profunda de la placa subducida como consecuencia del arribo de litósfera oceánica cada vez más joven y flotante en la paleotrinchera y, finalmente, la interacción directa entre las placas Pacífico y Norteamérica.

Palabras clave: Sierra Madre Occidental, Golfo de California, magmatismo continental, grandes provincias ígneas silícicas, tectónica extensional, dinámica de la subducción.

 

Abstract

The Sierra Madre Occidental (SMO) is the result of Cretaceous-Cenozoic magmatic and tectonic episodes related to the subduction of the Farallon plate beneath North America and to the opening of the Gulf of California. The stratigraphy of the SMO consists of five main igneous complexes: (1) Late Cretaceous to Paleocene plutonic and volcanic rocks and (2) Eocene andesites and lesser rhyolites, traditionally grouped into the so-called “Lower Volcanic Complex” (LVC); (3) silicic ignimbrites mainly emplaced during two pulses of Oligocene (~32-28 Ma) and early Miocene (~24-20 Ma) ages and grouped into the “Upper Volcanic Supergroup”; 4) transitional basaltic-andesitic lavas that erupted after each ignimbritic pulse and correlated with the Southern Cordillera Basaltic- Andesite (SCORBA) of the southwestern USA; and 5) postsubduction volcanism consisting of alkaline basalts and ignimbrites emplaced in the late Miocene, Pliocene and Pleistocene, directly related to the separation of Baja California from the Mexican mainland. The products of all these magmatic episodes, partially overlapped, cover a poorly exposed, heterogeneous basement with Precambrian to Paleozoic ages in the northern part (Sonora and Chihuahua) and Mesozoic ages beneath the rest of the SMO.

The oldest rocks of the LVC (~101 to ~89 Ma) in Sinaloa, and Maastrichtian volcanics of the LVC in central Chihuahua are affected by moderate contractile deformation ascribed to the Laramide orogeny. In the final stages of this deformation cycle, during the Paleocene and Early Eocene, ~E-W to ENE-WSW-trending tension fractures formed within the LVC, along which world-class porphyry copper deposits of the SMO were emplaced. Extensional tectonics began as early as the Oligocene in the whole eastern half of the SMO, forming grabens bounded by high-angle normal faults, traditionally referred to as the southern (or Mexican) Basin and Range province. In the early to middle Miocene, extension migrated westward. In northern Sonora the deformation was sufficiently intense to exhume lower crustal rocks, whereas in the rest of SMO crustal extension did not exceed 20%. In the late Miocene time, extension became focussed in the westernmost part of the SMO, adjacent to the Gulf of California, where NNW normal fault systems produced both ENE and WSW tilt domains separated by transverse accomodation zones. It is worth noting that most of the extension occurred when subduction of the Farallon was still active off Baja California.

Geochemical data show that the SMO rocks form a typical calc-alkaline rhyolite suite with intermediate to high K and relatively low Fe content. late Eocene to Miocene volcanism is clearly bimodal, but silicic compositions are dominant. Initial 87Sr/86Sr ratios mostly range between 0.7041 and 0.7070, and initial εNd values are generally intermediate between crust and mantle values (+2.3 and -3.2). Based on isotopic data of volcanic rocks and crustal xenoliths from a few sites in the SMO, contrasting models for the genesis of the silicic volcanism have been proposed. A considerable body of work led by Ken Cameron and others considered the mid-Tertiary SMO silicic magmas to have formed by fractional crystallization of mantle-derived mafic magmas with little (<15%) or no participation of the crust. In contrast, other workers have suggested the rhyolites, taken to the extreme case, could be entirely the result of partial melting of the crust in response to thermal and material input from basaltic underplating. Several lines of evidence suggest that SMO ignimbrite petrogenesis involved large-scale mixing and assimilation-fractional crystallization processes of crustal and mantle-derived melts. Geophysical data indicate that the crust in the unextended core of the northern SMO is ~55 km-thick, but thins to ~40 km to the east. The anomalous thickness in the core of the SMO suggests that the lower crust was largely intruded by mafic magmas. In the westernmost SMO adjacent to the Gulf of California crustal thickness is ~25 km, implying over 100% of extension. However structures at the surface indicate no more than about 50%. The upper mantle beneath the SMO is characterized by a low velocity anomaly, typical of the asthenosphere, which also occurs beneath the Basin and Range province of western U.S. The review of the magmatic and tectonic history presented in this work suggests that the SMO is the result of the Cretaceous- Cenozoic evolution of the western North America subduction system. In particular, the Oligo-Miocene SMO is viewed as a silicic large igneous province formed as the precursor to the opening of the Gulf of California during the final stages of the subduction of the Farallon plate. The mechanism responsible for the generation of the ignimbrite pulses seems related to the removal of the Farallon plate from the base of the North American plate after the end of the Laramide orogeny. The rapid increase in the subduction angle due to slab roll-back resulted in extension of the continental margin and, possibly, the detachment of the deeper part of the subducted slab as younger and buoyant oceanic lithosphere arrived at the paleotrench, eventually leading to direct interaction between the Pacific and North American plates.

Key words: Sierra Madre Occidental, Gulf of California, continental magmatism, silicic large igneous provinces, extensional tectonics, subduction dynamics.

 

1. Introducción

En la mayoría de los continentes existen extensas franjas volcano-plutónicas de composición dominantemente riolítica y/o granítica con un volumen de rocas ígneas de 105 hasta >106 km3, las cuales se emplazaron en periodos de 10 a 40 millones de años. Estas franjas han sido definidas como “grandes provincias ígneas silícicas” (silicic large igneous provinces, SLIP, Bryan et al., 2002) (Tabla 1). El magmatismo silícico sostenido que dio origen a estas grandes provincias no es un fenómeno común en el registro geológico, y debe tener causas relacionadas con la tectónica global. Este tipo de magmatismo contribuye fuertemente a modificar la estructura reológica y la composición de la litósfera continental así como en generar yacimientos minerales. Adicionalmente, la concentración de grandes erupciones explosivas en un tiempo relativamente corto puede afectar de manera significativa el clima mundial. La Sierra Madre Occidental (SMO) (Figura 1) es una de las provincias ígneas silícicas más grandes del mundo y la más grande del Cenozoico (Tabla 1). La cubierta ignimbrítica de la SMO se estima en la actualidad en ~300 000 km2 (McDowell y Keizer, 1977; McDowell y Clabaugh, 1979; Ward, 1995). Sin embargo, la extensión intracontinental de tipo Basin and Range y la apertura del Golfo de California han ocultado una parte significativa de la superficie original de esta provincia, que pudo haber sido bastante mayor. Los picos de volcanismo ignimbríticos de la SMO se consideran la causa de un evento paleoclimático global de enfriamiento ocurrido en el límite Eoceno-Oligoceno y de un evento de enfriamiento de menor duración en el Mioceno temprano (Cather et al., 2003). Aunque la cubierta ignimbrítica es la característica más obvia de la SMO el conjunto ígneo que la subyace, referido como “Complejo Volcánico Inferior” (McDowell y Keitzer, 1977), es igualmente importante. Este conjunto, constituido por rocas plutónicas y volcánicas del Cretácico-Paleógeno similares en edad y composición a los batolitos peninsulares y al bloque Jalisco, constituye la roca encajonante de depósitos de plata y cobre gigantes (e. g., Fresnillo y Juanicipio, Zac., Cananea y Nacozari, Son.; ver también Staude y Barton, 2001; Damon et al., 1983). Por otro lado, la posición y edad de este arco magmático constituye una información fundamental para entender la orogenia Laramide que afectó las porciones más orientales del continente.

A pesar de la importancia científica y económica de la SMO, los estudios disponibles en la literatura sobre este rasgo geológico mayor del territorio mexicano son relativamente escasos. A casi 30 años de las primeras publicaciones formales sobre la SMO, el conocimiento geológico detallado es todavía limitado a áreas restringidas a lo largo de caminos accesibles en vehículo o a estudios de reconocimiento basados en buena parte en métodos de percepción remota. Los estudios geoquímicos son escasos y, por lo general, se refieren a sitios puntuales aunque los resultados han sido extrapolados a toda la provincia. Los estudios geofísicos son esencialmente de tipo regional o continental. En consecuencia, existen todavía muchos problemas abiertos a la discusión científica en lo que respecta a la génesis y la evolución de la SMO. No hay acuerdo, por ejemplo, sobre cual haya sido el mecanismo que produjo este gigantesco pulso magmático y, particularmente, cual fue el papel de la corteza en la génesis del volcanismo silícico. Por otro lado, las causas de la extensión paleógena y su relación con la última fase de la subducción tampoco son completamente claras. En muchos sentidos se puede decir que la SMO sigue siendo una frontera en el conocimiento geológico de nuestro territorio.

Este trabajo pretende resumir el estado del conocimiento geológico sobre la SMO enfocándose particularmente a la evolución del magmatismo durante el Cretácico- Cenozoico y la tectónica que ha acompañado y seguido a

esta actividad magmática. En la primera parte se presenta una síntesis de la información estratigráfica apoyada por los datos geocronológicos disponibles, así como un resumen de la geometría, cinemática y edad del fallamiento que ha afectado la SMO. Posteriormente se resume la información geofísica y los estudios geoquímicos y petrológicos. Finalmente se discute la evolución espacio-temporal del magmatismo y la tectónica, los modelos sobre la génesis del volcanismo silícico y los problemas que aún quedan por resolver para el entendimiento de esta provincia volcánica. Como apoyo al presente trabajo se presenta una serie de mapas geológicos regionales de síntesis de los episodios magmáticos (Figuras 2-5) y mapas tectónicos basados en la interpretación de imágenes de satélite de alta resolución y datos obtenidos de literatura (Figuras 6-9).

Otros trabajos de síntesis y revisión sobre la SMO se han publicado con anterioridad. McDowell y Clabaugh (1979) resumieron los estudios pioneros en la década de los años setenta, y esbozaron el primer acercamiento a la estratigrafía general de la SMO. En su gran mayoría, el conocimiento geológico y geocronológico sobre la parte norte y centro de la SMO se debe al trabajo realizado por investigadores y estudiantes de la Universidad de Texas en Austin y la Estación Regional del Noroeste del Instituto de Geología de la UNAM, coordinados a lo largo de más de tres décadas por Fred McDowell y resumidos en una serie de artículos publicados principalmente en el GSA Bulletin entre 1994 y 2001. Contribuciones importantes sobre la geología y tectónica en la parte central de la SMO han sido los trabajos de Chris Henry de la Universidad de Nevada, y de Jorge Aranda-Gómez y Gerardo Aguirre-Díaz del Centro de Geociencias de la UNAM. Una síntesis actualizada de estos trabajos se puede encontrar en Aranda-Gómez et al. (2003) y Henry et al. (2003). Hasta hace pocos años la parte sur de la SMO había permanecido poco estudiada en comparación con el resto de la provincia. Nieto-Samaniego et al. (1999) proporcionaron una primera síntesis de esta región en conjunto con la evolución magmática y tectónica de la Mesa Central. Más recientemente el trabajo de Ferrari et al. (2002) ha proporcionado el marco geológico y tectónico regional para este sector, y ha propuesto un modelo general para la ocurrencia de los pulsos ignimbríticos de la SMO. Trabajos de revisión sobre las edades y el marco geológico y tectónico de los yacimientos minerales de la SMO han sido realizados por Damon et al. (1983), Staude y Barton (2001) y Camprubí et al. (2003).

 

2. Estratigrafía regional

2.1. Introducción

Con el nombre de Sierra Madre Occidental se define tradicionalmente a la provincia fisiográfica del occidente de México, caracterizada por un altiplano con una elevación promedio de más de 2 000 m, y aproximadamente 1 200 km de largo por 200-400 km de ancho, la cual se extiende desde la frontera con los Estados Unidos hasta la Faja Volcánica Transmexicana y limitada al oeste por el Golfo de California y al este por el Altiplano Central (o Mesa Central) mexicano (Figura 1). La apertura del Golfo de California ha inducido la formación de grandes cañadas en el flanco oeste mientras que la tectónica extensional ha provocado la formación de amplias depresiones tectónicas en el flanco este de esta provincia. El término “Sierra Madre Occidental” también se utiliza para definir la provincia volcánica terciaria caracterizada por grandes volúmenes de ignimbritas silícicas (Figura 1). Como provincia volcánica terciaria la Sierra Madre Occidental (SMO) se extiende más allá de la provincia fisiográfica, abarcando también a la Mesa Central y parte de Chihuahua oriental. En el presente trabajo se analizará la SMO como provincia fisiográfica ya que la geología de la Mesa Central es tratada en un trabajo aparte (Nieto-Samaniego et al., 2005).

Tabla 1. Principales provincias silícicas del mundo ordenadas por volumen (de Bryan et al., 2005). Todas las provincias son dominadas por ignimbritas de composición riolítica.

*El flujo de magma es un promedio basado en las estimaciones de los volúmenes extruidos. **No incluye eventos magmáticos anteriores de la Coromandel Volcanic Zone (Adams et al., 1994; Carter et al., 2003) que extenderían el periodo de volcanismo silícico de 12 Ma.

Figura 1. Esquema tectónico de México mostrando la extensión del Terciario (tomado de Henry y Aranda-Gómez, 2000 y Ferrari et al., 2002), la provincia volcánica de la SMO y la configuración actual de las placas. FVTM: Faja Volcánica Transmexicana. Los dominios regionales de basculamiento fueron tomados de Stewart et al. (1998).

 

La geología de la SMO está dominada por conjuntos de rocas ígneas asociados a diferentes episodios magmáticos, que resultaron de la subducción de la placa Farallón debajo de la placa de Norteamérica (Figura 2): 1) rocas plutónicas y volcánicas del Cretácico Superior-Paleoceno; 2) rocas volcánicas andesíticas y, en menor medida, dacítico-riolíticas del Eoceno; 3) ignimbritas silícicas emplazadas en dos pulsos principales en el Oligoceno temprano y el Mioceno temprano; 4) coladas basáltico-andesíticas extravasadas después de cada pulso ignimbrítico; 5) coladas de basaltos e ignimbritas alcalinos emplazados generalmente en la periferia de la SMO en diferentes episodios del Mioceno tardío, Plioceno y Cuaternario. Los conjuntos 1 y 2, y el conjunto 3, han sido definidos como el Complejo Volcánico Inferior (CVI) y el Supergrupo Volcánico Superior (SVS), respectivamente (McDowell y Keitzer, 1977). El conjunto 4, en la parte norte de la SMO, ha sido definido como una extensión del cinturón de “Basalto-Andesitas del Sur de la Cordillera” (SCORBA por sus siglas en inglés) (Cameron et al., 1989). Finalmente los basaltos del conjunto 5 han sido interpretados como testigos de varios episodios de extensión relacionados con la apertura del Golfo de California (Henry y Aranda-Gómez, 2000). Los productos de todos estos episodios magmáticos, parcialmente superpuestos entre sí (Figura 2), cubren a su vez un basamento heterogéneo pobremente expuesto del Precámbrico, Paleozoico y Mesozoico.

Al momento de resumir la estratigrafía regional de la SMO, hay que tomar en cuenta que nuestros conocimientos están significativamente mermados por la dificultad de acceso, la escasez de afloramientos de las unidades pre-Oligoceno, y el intenso fallamiento extensional post- Eoceno. En particular, la extensión real del magmatismo Cretácico-Eoceno puede pasar desapercibida a un examen superficial de la geología de la región (Figuras 2-5). Para fines prácticos, el magmatismo y la tectónica durante el Cretácico-Terciario se describen dividiendo la SMO en tres sectores: norte (Sonora-Chihuahua), centro (Sinaloa- Durango) y sur (Nayarit-Jalisco-Zacatecas), mismos que corresponden a los tres principales transectos que cruzan la SMO de oeste a este. La geología regional de estos sectores es ilustrada en los mapas de las Figuras 3, 4 y 5. Para la elaboración de los dos primeros mapas se utilizó principalmente la cartografía geológica 1:250 000 publicada en los últimos 8 años por el Consejo de Recursos Minerales, actualmente Servicio Geológico Mexicano (SGM), y en particular las hojas Hermosillo, Madera, Buenaventura, Sierra Libre, Tecoripa, Chihuahua, Guaymas, Ciudad Obregón, San Juanito, Pericos, Santiago Papasquiaro, Culiacán, Durango, Mazatlán y El Salto. Esta cartografía ha sido reinterpretada y verificada en base a todos los fechamientos disponibles en la literatura. Aunque parcialmente inferida, la cartografía del SGM representa el documento más detallado y actualizado que cubre la totalidad de la SMO. El mapa de la parte sur de la SMO (Figura 5) es una modificación del que presentan Ferrari et al. (2002), trabajo que se eligió por tener un mayor detalle estratigráfico con respecto a los mapas publicados por el SGM en esta región.

 

2.2. El basamento prevolcánico

2.2.1. Mesoproterozoico

Abundantes afloramientos de rocas precámbricas con afinidad al cratón de Norteamérica se reconocen particularmente en el basamento del noroeste de Sonora. Parte de este basamento se presume fue desplazado ~800 km al sureste durante el Jurásico Medio-Tardío, por un sistema de fallamineto lateral izquierdo denominado la megacizalla Mojave-Sonora (Silver y Anderson, 1974; Anderson y Silver, 1979). Desde su propuesta inicial, este modelo ha sido muy controversial, pero continúa siendo un rasgo geológico fundamental para la reconstrucción tectónica de México (e. g., Sedlock et al., 1993, Anderson et al., 2005). Otras alternativas para el arreglo y reconstrucción tectónica de las rocas precámbricas de Sonora han sido propuestas recientemente (Dickinson y Lawton, 2001; Iriondo et al., 2004a); sin embargo, estos modelos alternativos requieren también de una zona de cizalla con desplazamientos similares a la propuesta por Anderson y Silver (1979). De acuerdo con el modelo de la megacizalla Mojave-Sonora, el basamento transportado hacia el sureste, también definido como el terreno Caborca (Campa y Coney, 1983), está formado por plutones graníticos, gneises y esquistos con edades entre 1.8 y 1.7 Ga, mientras que el basamento no transportado está caracterizado por rocas clásticas y volcánicas metamorfizadas del Esquisto Pinal, cuyas edades se estiman entre 1.7 y 1.6 Ga (Anderson y Silver, 1979; Anderson y Schmidt, 1983). A excepción de la parte más noreste de Sonora, las rocas del basamento precámbrico ígneo- metamórfico no afloran en la provincia de la SMO. Sin embargo, rocas graníticas de edad grenvilliana (~1.0 Ga) cortadas por diques anfibolíticos se reconocen en la parte centro-oriental de Chihuahua, en la Sierra de Los Filtros y la Sierra El Carrizalillo (Ruiz et al., 1988b; McDowell y Mauger, 1994) (Figura 3). También se han reconocido de manera indirecta en xenolitos de rocas volcánicas recientes en El Potrerillo y La Olivina, en el noreste y sureste de Chihuahua, respectivamente (Ruiz et al., 1988b; Cameron et al., 1992). Estos afloramientos sugieren que el basamento antiguo de Norteamérica cruza por debajo de la SMO, y podría suponerse que ha modificado de alguna manera la composición de las rocas volcánicas cenozoicas. En base a esta inferencia, McDowell et al. (2001) y Albrecht y Goldstein (2000) han utilizado los datos isotópicos de Sr, Nd y Pb en ignimbritas del Eoceno-Oligoceno para definir el posible límite del basamento precámbrico por debajo de la SMO en Chihuahua. Ambos trabajos coinciden en poner el límite del basamento precámbrico a lo largo de una franja de burda dirección WNW o NW pasando entre la ciudad de Chihuahua al noreste y la caldera de Tómochic al suroeste (Figuras 3 y 6). Sin embargo, estudios isotópicos en rocas graníticas laramídicas del noroeste de México sugieren que este límite puede localizarse más al sur, en las cercanías de la frontera Sonora-Sinaloa-Chihuahua (Valencia-Moreno et al., 2001 y 2003) (Figura 6).

Figura 2. Extensión geográfica de los conjuntos ígneos que conforman la SMO basada en las Figuras 3, 4 y 5. La extensión de los conjuntos del Cretácico-Eoceno está en parte inferida debido a la extensa cubierta de las ignimbritas del Oligoceno y Mioceno temprano. Gdl: Guadalajara.

 

2.2.2. Neoproterozoico y Paleozoico

Extensas secuencias de rocas marinas cubren las rocas cristalinas proterozoicas del norte y noroeste de México. Estas secuencias tienen una clara continuidad temporal desde la parte superior del Proterozoico a través de todo el Paleozoico, por lo que es más conveniente tratarlas aquí como un solo conjunto. Un completo inventario y descripción de estas rocas en Sonora fue presentado por Stewart y Poole (2002). En general, se ha reconocido que los afloramientos corresponden a dos ambientes principales. Uno de plataforma marina de aguas someras bordeando la parte oeste y central de Sonora, y otro formado por sedimentos paleozoicos de cuenca marina profunda más al sur (Poole et al., 1991). Este último fue considerado como el terreno Cortés (Coney y Campa, 1987; Valencia-Moreno et al., 1999); sin embargo, otros autores consideran a estos sedimentos de cuenca marina como la parte circundante de Norteamérica, y por lo tanto parte del mismo bloque tectónico, el cual fue parcialmente transportado en el Jurásico junto con el terreno Caborca (e. g., Sedlock et al., 1993; Ortega et al., 1994). En el oriente de Sonora, las rocas sedimentarias neoproterozoicas y paleozoicas están claramente debajo de las rocas volcánicas de la SMO. Por ejemplo, al oeste de Yécora y al sureste de Sahuaripa (Stewart et al., 1999; Almazán-Vázquez et al., 1989) en el borde occidental de la SMO (Figura 3). En el norte de Sinaloa se han reconocido rocas paleozoicas deformadas de cuenca marina (Carrillo-Martínez, 1971; Mullan, 1977; Gastil et al., 1991), las cuales al parecer se extienden al norte hacia la porción sur de Sonora cerca de Álamos (Figura 3).

El contacto entre estos dos ambientes paleozoicos se conoce bien en Sonora central (e. g., Poole et al., 1991; Valencia-Moreno et al., 1999), y su extensión hacia el este está cubierta bajo las rocas volcánicas de la SMO. Al oriente de la SMO, los afloramientos de rocas paleozoicas son relativamente más escasos, pero se conocen en la región norte de Chihuahua, donde se consideran una prolongación del cinturón Ouachita (Stewart, 1988) (Figura 6). Más al sur en esta región, los sedimentos del cinturón Ouachita contienen remanentes de la acreción de Gondwana y Laurencia a principios del Pérmico, particularmente representados por el bloque Coahuila, que incluye rocas paleozoicas con metamorfismo de bajo grado y secuencias volcánicas y volcaniclásticas asociadas al Arco Las Delicias (McKee et al., 1988; Sedlock et al., 1993; Dickinson y Lawton, 2001).

Las ocurrencias más meridionales de rocas pre-mesozoicas en la SMO se encuentran en el norte de Durango y el norte de Sinaloa. Limitados afloramientos de esquistos muscovíticos afloran por debajo de las ignimbritas del Oligoceno al suroeste de San Juan del Río en Durango (Figura 4). La edad mínima del metamorfismo de estas rocas ha sido recientemente asignada al Permico-Triásico por medio de un fechamiento 40Ar/39Ar en muscovita (Iriondo et al., 2003). Otra secuencia metamórfica volcanosedimentaria está ampliamente expuesta al este de Culiacán, principalmente en el valle del río San Lorenzo (Figura 4) donde se conoce como grupo El Fuerte. La edad de estas rocas es incierta, sin embargo, Mullan (1978) refiere este conjunto al Jurásico o posiblemente a edades más antiguas.

 

2.2.3. Mesozoico prevolcánico

Las rocas mesozoicas son abundantes hacia el oeste de la SMO en Sonora, pero son menos comunes hacia el sur del estado. En la porción centro-oriental de Sonora, las rocas mesozoicas más antiguas consisten en una secuencia de sedimentos clásticos continentales y, en menor medida, marinos del Triásico Tardío-Jurásico Temprano (Stewart y Roldán-Quintana, 1991; Valencia-Moreno et al., 1999). Estas rocas son localmente conocidas como el Grupo Barranca (Alencaster y De Cserna, 1961), el cual está caracterizado por la presencia de un miembro intermedio con horizontes importantes de carbón, limitado por dos miembros conglomeráticos. Los afloramientos del Grupo Barranca se depositaron en una cuenca alargada en dirección E-W, cuyo límite norte restringe de manera abrupta a los afloramientos de rocas paleozoicas (Valencia-Moreno et al., 1999). Esta cuenca se extiende hasta el margen occidental de la SMO, pero presumiblemente continua más al oriente. Su origen se considera genéticamente asociado a una ruptura extensional tipo pull-apart ocurrida a principios del Triásico (Stewart y Roldán-Quintana, 1991). Rocas de esta misma edad, pero de ambiente marino, están también reportadas en el noroeste de Sonora como El Grupo Antimonio (González-León, 1997), pero la relación entre ambos grupos no se conoce muy bien. De manera discordante sobre estas rocas se depositó una secuencia de sedimentos clásticos con flujos volcánicos intercalados, cuya edad isotópica y fosilífera se estima entre el Jurásico Temprano y el Jurásico Tardío. Estas rocas son más comunes en el noroeste de Sonora, pero sus afloramientos se extienden más al oriente del estado (Anderson y Silver, 1979; Rodríguez-Castañeda, 1996). Las rocas ígneas asociadas a esta secuencia jurásica, la cual incluye además varios plutones, permiten definir la presencia de un arco continental en ese tiempo en Sonora. Más aún, el afloramiento de un plutón de edad Triásico Tardío reportado en el noroeste de Sonora, sugiere que la actividad de este arco magmático pudo haber sido relativamente continua desde ~220 hasta 140 Ma (e. g., Anderson y Silver, 1979; Damon et al., 1981; Stewart, 1988). Edades similares en rocas ígneas se han reportado en el sur de Chihuahua y el norte de Durango, lo cual ha sido interpretado como una prolongación del arco Triásico-Jurásico, desplazado al oriente por efectos de la megacizalla Mojave-Sonora (Grajales-Nishimura et al., 1992).

Discordantemente sobre estas secuencias jurásicas se depositaron sedimentos fluvio-deltáicos y marinos del Jurásico Tardío y Cretácico Temprano del Grupo Bisbee, asociados al relleno de cuencas de subsidencia (González- León, 1994). Estos sedimentos afloran en una gran parte de Sonora, particularmente en la porción norte y central, pero se conocen también en Arivechi (Almazán-Vázquez, 1989) y Lampazos (González-León, 1997) en el oriente del estado, y cerca de Caborca, en el noroeste de Sonora (Jacques-Ayala, 1995). A escala más regional, secuencias sedimentarias similares se han reportado al oriente de la SMO, en las cuencas de Chihuahua y Sabinas (Dickinson et al., 1989; Haenggi, 2002). El equivalente temporal más occidental es la Formación Alisitos, expuesta principalmente en la parte norte de la península de Baja California. Esta formación consiste en secuencias volcánicas, volcanoclásticas y carbonatadas principalmente marinas del Albiano- Aptiano (Almazán-Vázquez, 1988; Dickinson y Lawton, 2001), las cuales caracterizan al terreno Alisitos (Campa y Coney, 1983), redefinido más tarde como el terreno Yuma (Sedlock et al., 1993). Para el Cretácico Tardío, en el noreste de Sonora se desarrollaron cuencas sintectónicas asociadas a la orogenia Laramide, las cuales fueron rellenadas por sedimentos fluviales y lacustres, coronadas por cuñas de sedimentos clásticos gruesos (González-León y Lawton, 1995). Localmente, estos depósitos sedimentarios integrados como el Grupo Cabullona, contienen horizontes con abundantes restos de plantas, invertebrados y vertebrados, incluyendo huesos de dinosaurios (Lucas et al., 1995).

En Sinaloa las rocas anteriores al batolito de edad cretácica consisten de ortogneises, rocas metasedimentarias y metavolcánicas (Henry et al., 2003). Los ortogneises están intensamente foliados y han sido referidos al Jurásico con base en inferencias estratigráficas (Mullan, 1978). Henry y Mortenson (comunicación escrita, 2005) obtuvieron una edad U-Pb en circones del límite Jurásico-Cretácico. La edad de dos fracciones concordantes es de 134.7±0.4 Ma, indistinguible de las edades K-Ar de hornblendas de gabro estratificado de la misma área. Las rocas metasedimentarias son filitas, cuarcitas, y esquistos de cuarzo, muscovita y biotita de probable edad jurásica así como mármol producto de metamorfismo de contacto con el batolito (Henry et al., 2003). Las calizas metamorfizadas de Sinaloa son del Albiano y están localmente subyacidas por andesitas y conglomerados (Bonneau, 1970). Escasos afloramientos de anfibolitas de edad pre-Albiano son también reportados en el sur de Sinaloa (Henry et al., 2003).

En la parte sur de la SMO la existencia de un basamento pre-Cenozoico no volcánico es sugerida por la presencia de pequeños afloramientos de pizarra, grauvaca y caliza expuestas en el cañón del río Santiago antes de la construcción de la presa de Aguamilpa (Figura 5) (Gastil et al., 1978; Ferrari et al., 2000). Estas rocas están espacialmente asociadas con cuerpos intrusivos graníticos que han proporcionado invariablemente edades del Oligoceno al Mioceno temprano (Gastil et al., 1978; Nieto-Obregón et al., 1985; Ferrari et al., 2002). Rocas ígneas más antiguas no han sido reportadas en esta región pero sí afloran inmediatamente al sur de la FVTM en el bloque Jalisco (Figura 2) (Ferrari et al., 2000).

 

2.3. Arco magmático del Cretácico Tardío-Paleoceno

2.3.1. Sector norte

Durante el fin del Cretácico y el principio del Terciario, el magmatismo en el norte de México estuvo dominado por la actividad de un arco nombrado “Laramide” por ser contemporáneo con el periodo en que se desarrolló la deformación laramídica en norteamérica. La actividad de este arco produjo una gran cantidad de rocas plutónicas y volcánicas, que fueron agrupadas en el llamado Complejo Volcánico Inferior (CVI) por McDowell y Keizer (1977). El complejo está constituido por grandes batolitos graníticos compuestos, que varían en composición desde diorita y cuarzodiorita a granito alcalino (e. g., Roldán-Quintana 1991; Valencia-Moreno et al., 2001), y por una secuencia volcánica de composición dominantemente andesítica, conocida como Formación Tarahumara (Wilson y Rocha, 1949). Esta secuencia volcánica incluye a su vez un miembro superior de tobas y flujos de riolita y dacita, intercalados con horizontes de rocas sedimentarias, localmente conteniendo restos de plantas fósiles (González- León et al., 2000; McDowell et al., 2001). De acuerdo con Damon et al. (1983), las rocas plutónicas del CVI en el noroeste de México tienen edades entre 90 y 40 Ma, y la distribución espacial de las mismas muestra un arreglo progresivamente más joven hacia el oriente. Sin embargo, un estudio más reciente de las rocas volcánicas de la Formación Tarahumara, en la porción centro-oriental de Sonora, indicó edades de cristalización entre 90 y 60 Ma (McDowell et al., 2001). Esto hace suponer que el magmatismo laramídico en esta región del país fue quizás más complejo que el modelo tradicional basado en un simple arco magmático migrando hacia el oriente (e. g., Coney y Reynolds, 1977; Damon et al., 1983). En general se acepta que las rocas del CVI fueron producidas durante la actividad magmática cordillerana asociada a la orogenia Laramide. Sin embargo, en el trabajo de McDowell y Clabaugh (1979), el CVI incluye además a las rocas del batolito de las Sierras Peninsulares en Baja California y su extensión a Sinaloa, cuyas edades son relativamente más antiguas (~120-85 Ma).

En su porción más occidental, el CVI está muy bien expuesto; sin embargo, el levantamiento asociado a la actividad tectónica terciaria erosionó profundamente el miembro volcánico de este conjunto, exponiendo las rocas plutónicas. Las rocas volcánicas de la Formación Tarahumara están mejor preservadas en la parte centrooriental y norte-noreste de Sonora (e. g., González-León et al., 2000; McDowell et al., 2001). Una de las características más notables del CVI, aparte del gran volumen de sus afloramientos, es la clara relación con la generación y acumulación de yacimientos minerales de varios tipos, los cuales fueron también expuestos por el levantamiento tectónico. Entre estos se pueden mencionar los numerosos sistemas de pórfido cuprífero distribuidos particularmente en la porción oriental del cinturón laramídico en Sonora y Sinaloa (Damon et al., 1983; Staude y Barton, 2001), y especialmente en el noreste de Sonora, donde se conocen ocurrencias de clase mundial, como los distritos mineros de Cananea y La Caridad (Valencia-Moreno et al., 2005). En Sonora, el cinturón de rocas del CVI es considerablemente más amplio que su prolongación al sur, en Sinaloa. No obstante, este rasgo quizá no refleja la distribución original de estas rocas, sino que es un reflejo de la amplitud de la franja extendida durante el Terciario tardío (Damon et al., 1983). Hacia el oriente, estas rocas desaparecen debajo de la provincia volcánica ignimbrítica de la SMO, pero existen evidencias que permiten extender el cinturón hasta Chihuahua central. A ~30 km al NW de la ciudad de Chihuahua, Mauger (1981; 1983) describe una secuencia de más de 3 000 m de espesor (Peñas Azules Volcanics), interpretada como un complejo de estratovolcanes, que ha sido fechada en 68.2±1.6 Ma (K-Ar en plagioclasa) y 67.5±1 Ma (U-Pb en circones) (McDowell y Mauger, 1994). Adicionalmente, estos autores reportan pequeños cuerpos intrusivos y tobas silícicas con edades paleocénicas en la región colindante a la ciudad de Chihuahua.

 

2.3.2. Sector centro

En este sector, el magmatismo del Cretácico-Paleoceno ha sido estudiado de manera más detallada en la margen oeste de la SMO, en Sinaloa, donde la extensión asociada a la apertura del Golfo de California ha expuesto de manera más continua los batolitos del CVI. Sin embargo, batolitos del Cretácico-Paleoceno podrían subyacer a buena parte de la SMO dado que cuerpos dioríticos cretácicos son reportados también en el área de Nazas, en el occidente de Durango (Aguirre-Díaz y McDowell, 1991). Todas las rocas intrusivas son calcialcalinas y la composición varía de diorítica a granítica siendo la granodiorítica la dominante. Las rocas granitoides asociadas a los batolitos de Sinaloa tienen edades U-Pb y K-Ar entre 101 y 46 Ma y han sido divididas en dos grupos: rocas pre- o sintectónicas y rocas postectónicas (Henry y Fredrikson, 1987; Henry et al., 2003). Las primeras presentan foliación y lineación mineral que indican su emplazamiento antes o durante un episodio de deformación compresiva ocurrido antes de ~85 Ma. Las postectónicas son más homogéneas y masivas. Las rocas pre- y sintectónicas están emplazadas en una franja cercana a la costa, mientras que las postectónicas se encuentran más al este, a partir de ~30 km de la costa (Figura 4). Las rocas volcánicas del CVI han sido poco estudiadas en la parte central de la SMO, en gran medida debido a la intensa alteración hidrotermal que presentan. En general se trata de lavas andesíticas y riolíticas e ignimbritas silícicas expuestas en las partes más profundas de los cañones. Los afloramientos principales ocurren en el cañón del río Piaxtla y del río Presidio, así como en la cercanías de Pánuco y Copales en el camino Mazatlán-El Salto (Henry y Fredikson, 1987).

 

2.3.3. Sector sur

Cuerpos intrusivos de edad Cretácico-Paleoceno afloran de manera aislada en el borde este de la SMO en Zacatecas. En el área de La Tesorera-Zacatón, 20 km al este de Zacatecas, la ciudad capital del estado, afloran rocas de composición granodiorítica para las cuales se han reportado fechas K-Ar en biotita del Campaniano (74±6 Ma en biotita, Mujica-Mondragón y Albarrán, 1983; 77±3 Ma en biotita, Solé et al., en prensa). Estos cuerpos plutónicos intrusionan regularmente a rocas sedimentarias marinas del Cretácico Temprano (CRM, 1997). Hacia el oeste, en Jalisco occidental y Nayarit no existe reporte de rocas magmáticas pre-cenozoicas. La escasez de afloramientos del arco Cretácico-Paleoceno en el sector sur de la SMO puede deberse a la extensa cobertura de las ignimbritas del Oligoceno y, sobretodo, del Mioceno temprano, que tienen su máxima extensión en esta región.

 

2.4. Arco magmático del Eoceno

En las primeras síntesis de la SMO (e. g., McDowell y Clabaugh, 1979) las rocas magmáticas eocénicas habían sido agrupadas en el (CVI) junto con las rocas batolíticas y volcánicas del Cretácico-Paleoceno. Sin embargo, trabajos posteriores han documentado la extensión espacio-temporal y las peculiaridades de este volcanismo que constituye un episodio distinto en la evolución magmática del occidente de México. Por esta razón, en este trabajo consideramos el arco Eoceno como un evento magmático aparte, que en varias áreas puede interpretarse como el precursor del episodio ignimbrítico del Oligoceno.

 

2.4.1. Sector norte

En el sector norte el volcanismo Eoceno está expuesto principalmente en Chihuahua, en el borde este de la SMO y en las barrancas más profundas del interior de la sierra (Figura 3). En general, las primeras ignimbritas eocénicas de la parte norte de la SMO se distinguen por ser porfídicas y ricas en cristales, entre los cuales se encuentra comúnmente la biotita (Magonthier, 1988). 352 Ferrari et al. El volcanismo del Eoceno a la longitud de la ciudad de Chihuahua está bien representado en una franja N-S que incluye la sierras de El Gallego (Keller et al., 1982), del Nido, Sacramento, Pastorías, Las Palomas, Magistral (McDowell y Mauger, 1994 y referencias incluidas), Santa Eulalia (Megaw, 1990) y Los Arados (Iriondo et al., 2003) (Figura 3). Este episodio inicia a los 46 Ma después de un periodo de magmatismo escaso e intermitente y sigue prácticamente sin interrupciones hasta los 27.5 Ma, ligando así el magmatismo Eoceno con las ignimbritas del Supergrupo Volcánico Superior. En Chihuahua central las rocas eocénicas constan de dos secuencias de ignimbritas silícicas separadas por una potente secuencia de coladas masivas de composición de intermedia a silícica (McDowell y Mauger, 1994 y referencias incluidas). Una secuencia parecida, aunque menos completa, está expuesta más al occidente en el interior de la SMO en el área de Tómochic. En esta región Wark et al. (1990) reportan una sucesión de lavas andesíticas con edades entre ~38 y 35 Ma, cubierta por una secuencia ignimbrítica de 34 Ma asociada a la formación de la caldera de Las Varas. A su vez esta secuencia está parcialmente cubierta por los productos de las dos calderas oligocénicas de Tómochic y Ocampo (Swanson y McDowell, 1985, posteriormente revisado en Wark et al., 1990). Esta secuencia podría extenderse aún más al oeste en Sonora oriental, donde Montigny et al. (1987) obtuvieron una edad K-Ar de 35.3 Ma en sanidino para una ignimbrita porfírica al este de Yécora. En Sonora, sin embargo, el volcanismo del Eoceno tiene por lo general edades más antiguas. En el área de Santa Rosa (Figura 3), Gans (1997) obtuvo dos fechas 40Ar/39Ar de 54.3±0.2 Ma (sanidino) y 43.8±0.2 Ma (sanidino) de una secuencia de ignimbrita y lavas dacíticas de varios cientos de metros. El mismo autor menciona la posibilidad de que esta secuencia pueda ser cogenética con un plutón granodiorítico que fechó en 60.0±0.5 Ma y que aflora cerca de de Santa Rosa. En este caso, estas rocas podrían correlacionarse con el miembro superior félsico del CVI, cuyos afloramientos se reconocen relativamente cerca hacia el oeste (McDowell et al., 2001). Más estudios geocronológicos son necesarios para establecer con mayor precisión el alcance del volcanismo del Eoceno en el sector norte de la SMO.

 

2.4.2. Sector centro

En la parte central de la SMO el mayor espesor de rocas eocénicas se encuentra en el límite Sinaloa-Durango, en el área de Tayoltita (Figuras 4 y 8) (Henry y Fredikson, 1987). En esta área el río Piaxtla ha disectado un profundo cañón que expone por lo menos 1 500 m de la secuencia eocénica con importante mineralización de oro y plata (Horner, 1998; Horner y Enríquez, 1999; Enríquez y Rivera, 2001). La secuencia, que se encuentra fuertemente basculada al ENE, consiste de coladas riolíticas y andesíticas, y cuerpos subvolcánicos de composición diorítica que han arrojado edades K-Ar de 39.9 a 36.6 Ma y cubren a un batolito granodiorítico-diorítico fechado en 45.1 Ma (Enríquez y Rivera, 2001). Los fechamientos en adularia de las vetas mineralizadas dieron edades ligeramente más jóvenes (40.4±0.4 Ma, Henry et al., 2003; 38.5 a 32.9 Ma, Enríquez y Rivera, 2001), sugiriendo una relación genética con la secuencia del Eoceno. Esta secuencia se encuentra separada de una serie ignimbrítica del Mioceno inferior por una secuencia fluvio-lacustre de conglomerados, areniscas y lutitas (Horner y Enríquez, 1999). Por analogía con la estratigrafía del valle del río Piaxtla, rocas andesíticas reportadas en muchas áreas de Sinaloa por debajo de cubierta ignimbrítica oligo-miocena se han referido al Eoceno en este trabajo (Figura 4). Sin embargo, no existen datos geocronológicos que comprueben de manera segura esta correlación.

Otra área donde se ha podido documentar una importante actividad del Eoceno se encuentra en la periferia este de la SMO. En la región de Nazas (Figura 4), la secuencia incluye lavas andesíticas de 48.8 y 40.3 Ma separadas por lavas riolíticas e ignimbritas de 45.2 a 42.9 Ma y cubiertas por riolitas de 34 Ma (Aguirre-Díaz y McDowell, 1991). Depósitos de capas rojas separan la secuencia del Eoceno de las ignimbritas del Oligoceno. En el área de El Cuarenta, a ~210 km al NNW de la ciudad de Durango (Figura 4), una ignimbrita de la base de la secuencia riolítica ha sido fechada por el método 40Ar/39Ar en 39.6 Ma (Tuta et al., 1988). Más recientemente, Solé et al. (en prensa) obtuvieron una edad K-Ar de 42±1 Ma (sanidino+cuarzo) para una ignimbrita riolítica ubicada ~20 km al norte de General Escobedo (Figura 4). Finalmente, al sur de la ciudad de Durango, en el graben de Mezquital (Figura 8) McDowell y Keitzer (1977) también reportan una espesa secuencia de lavas andesíticas de las cuales sólo pudieron obtener una fecha K-Ar de ~52 Ma en roca total.

 

2.4.3. Sector sur

Volcanismo del Eoceno ha sido documentado también en la parte sur de la SMO (Nieto-Samaniego et al., 1999). Ignimbritas silícicas, domos riolíticos y coladas andesíticas con edades K-Ar entre 38 y 34 Ma afloran localmente en el área de Fresnillo y Sain Alto, Zac. (Ponce y Clark 1988; Lang et al., 1988; Tuta et al., 1988), mientras que Nieto-Samaniego et al. (1996) reportan una edad K-Ar de 40.6±1 Ma (sanidino) para una riolita expuesta en el Cerro El Picacho, Ags. Más al oeste, una secuencia de lavas andesíticas intensamente alteradas con una edad K-Ar de 48.1±2.6 Ma (feldespato) aflora en la base de la secuencia terciaria en el área de Juchipila (Webber et al., 1994). Esta secuencia está cubierta por areniscas rojizas y conglomerados con clastos de andesitas que la separan de las ignimbritas del Oligoceno-Mioceno. Ferrari et al. (2000) señalan una secuencia parecida en el área de Santa María del Oro (Figura 5) aunque no disponen de una edad absoluta para ella. Por otro lado, andesitas fechadas por 40Ar/39Ar en ~51 Ma han sido encontradas por debajo de las rocas de la Faja Volcánica Transmexicana en los pozos geotérmicos perforados en el graben de San Pedro-Ceboruco (Ferrari et al., 2003) localizado inmediatamente al sur de la SMO (Figura 5).

Figura 3. Mapa geológico de la parte norte de la SMOc elaborado reinterpretando la cartografía geológico-minera escala 1:250,000 del Consejo de Recursos Minerales (hojas Hermosillo, Madera, Buenaventura, Sierra Libre, Tecoripa, Chihuahua, Guaymas, Cd. Obregón y San Juanito).

 

Figura 4. Mapa geológico de la parte central de la SMO elaborado reinterpretando la cartografía geológico-minera del Consejo de Recursos Minerales (hojas Pericos, Santiago Papasquiaro, Culiacán, Durango, Mazatlán y El Salto).

 

Figura 5. Mapa geológico de la parte sur de la SMO basado en Ferrari et al. (2002).

 

2.5. Pulsos ignimbríticos del Oligoceno-Mioceno temprano (Ignimbrite flare up)

La SMO como provincia volcánica es comúnmente asociada a la inmensa sucesión ignimbrítica con espesores de hasta más de 1 000 metros que cubre gran parte del occidente de México (McDowell y Clabaugh, 1979). Esta secuencia, conocida también como el Supergrupo Volcánico Superior (SVS), fue emplazada de manera discordante sobre las rocas del CVI (McDowell y Kaizer, 1977) y del arco Eoceno. El SVS está compuesto por una potente secuencia de tobas de flujos piroclásticos, tobas de caída y lavas de composición silícica a intermedia, y en menor proporción, flujos de composición máfica particularmente expuestos en los bordes de la provincia volcánica (McDowell y Clabaugh, 1979; Cochemé y Demant, 1991). Con un ancho promedio de 250 km, un largo de aproximadamente 1 200 km y un volumen de ~300 000 km3, esta cubierta silícica constituye el rasgo geológico más notable del subcontinente mexicano. Además del tamaño, otro elemento a destacar de esta sucesión es el tiempo relativamente corto en el cual se emplazaron las ignimbritas. Varios estudios geocronológicos han demostrado que el primer y más extenso pulso ignimbrítico se dio con un impresionante sincronismo a principio del Oligoceno en toda la provincia y que un segundo pulso ocurrió en el Mioceno temprano en la parte suroeste de la SMO. A continuación se analizan estos episodios volcánicos explosivos.

 

2.5.1. Sector norte

Varias secciones estudiadas en diferentes lugares a la longitud de la ciudad de Chihuahua muestran una secuencia de ignimbritas con edades K-Ar de ~33 a ~30 Ma (McDowell y Mauger, 1994), seguida por tobas peralcalinas con una distribución más restringida y edades de 30.5 a 29.0 Ma (Mauger, 1981). En San Buenaventura (Figura 3), al noroeste de Chihuahua, la secuencia incluye ignimbritas riolíticas intercaladas con derrames dacíticos y riolíticos y menores basaltos que se emplazaron en un basamento antiguo que incluye rocas proterozoicas (Albrecht y Goldstein, 2000). Estos autores obtuvieron una edad Rb-Sr de 33.2 Ma para la parte inferior de la secuencia. En el interior de la SMO, donde la secuencia ignimbrítica alcanza su máximo espesor (~1 km), las edades se restringen a un intervalo de menos de 3 millones de años. Wark et al. (1990) reportan edades de 31.8 a 31.4 Ma para la Toba Río Verde, asociada a la formación de la caldera de Tómochic (Figuras 4 y 6) y de 29.0 Ma para la Toba Cascada, cuyas facies intracaldera forman la espectacular cascada de Baseseachic (Figura 3). Más al sur, la gruesa secuencia ignimbrítica de Batopilas (Figura 3) ha sido fechada por K-Ar entre 30.1 y 28.1 Ma (Lanphere et al., 1980). En este rango de edad caen las fechas obtenidas para la secuencia expuesta en La Barranca del Cobre: 30 Ma en El Divisadero (Albrecht y Goldstein, 2000) y 29.3 Ma en Pito Real (Montigny et al., 1987) (Figura 3).

En Sonora, la cubierta ignimbrítica de la SMO se extiende hasta la mitad oriental del estado (Figura 3). La sección mejor estudiada se localiza en la región de Yécora (Figura 3), la cual fue documentada por Bockoven (1980), Cochemé y Demant (1991), y posteriormente por Gans (1997). En esta zona, las rocas volcánicas de la SMO fueron depositadas discordantemente sobre una sección erosionada del CVI, cuyo contacto está caracterizado por un horizonte conglomerático con clastos de un plutón granodiorítico subyacente (Bockoven, 1980; Cochemé y Demant, 1991). En esta parte de Sonora la secuencia ignimbrítica no ha sido fechada sistemáticamente, como lo ha sido en Chihuahua. De todas formas una edad 40Ar/39Ar de 33.0±0.1 Ma (sanidino) en Santa Rosa (Figura 3) (Gans, 1997) y dos edades K-Ar de 33.5±0.8 (plagioclasa) y 27.1±0.9 Ma (feldespato) en el valle del río Yaqui (Figura 3) (McDowell et al., 1997) indican un rango parecido de actividad. En esta parte de la SMO la cubierta ignimbrítica se vuelve mucho más delgada que en la región occidental de Chihuahua. En el área de Tecoripa, McDowell et al. (2001) reportan espesores promedio de solo 100 m para ignimbritas riolíticas provenientes de erupciones localizadas hacia el oriente.

 

2.5.2. Sector centro

En el sector central de la SMO, la secuencia ignimbrítica aflora principalmente en el estado de Durango, donde ha sido estudiada con cierto detalle a lo largo de la carretera Durango-Mazatlán y en el área de Nazas. En Nazas (Figura 4), Aguirre-Díaz y McDowell (1993) reconocen dos paquetes ignimbríticos del Oligoceno que alcanzan un espesor conjunto de ~500 m, y para los cuales obtuvieron edades K-Ar de 32.2±0.7 y 29.5±0.6 Ma, respectivamente. Fechamientos 40Ar/39Ar en el área adyacente de Rodeo han producido edades similares en sanidino de 32.3±0.09 y 30.6±0.09 Ma (Luhr et al., 2001). En este mismo rango se sitúa la fecha 40Ar/39Ar obtenida por Iriondo et al. (2004b) para un vitrófiro en la localidad de Ignacio Ramírez, ~90 km más al sur. Más hacia el este, la secuencia oligocénica del la ciudad de Durango se compone de una serie de paquetes ignimbríticos con un espesor aproximado de 800 m asociados a la formación de la caldera Chupaderos (Swanson et al., 1978). Estas ignimbritas produjeron edades K-Ar comprendidas entre 32.8 y 29.5 Ma, recalculadas según las nuevas constantes de decaimiento (McDowell y Keizer, 1977; Swanson et al., 1978). Sin embargo, las edades obtenidas por el método 40Ar/39Ar sobre los mismos separados minerales han arrojado un rango aún más restringido de entre 32 a 30 Ma (Aranda-Gómez et al., 2003). Al sur de la ciudad de Durango, en el área comprendida entre Mezquital y Milpillas (Figura 4), tres unidades ignimbríticas han arrojado edades K-Ar en el rango ~27 a ~28 Ma (Solé et al., en prensa).

Hacia el suroeste, a lo largo de la carretera Durango- Mazatlán, la secuencia de Durango es cubierta por un extenso domo riolítico (Las Adjuntas) con una edad de 28 Ma, y por la secuencia ignimbrítica del Mioceno temprano de El Salto-Espinazo del Diablo (McDowell y Keitzer, 1977) (Figura 4). Esta secuencia consta de 4 paquetes de ignimbritas, una unidad de lavas riolíticas, y otra más de lavas basálticas, con un espesor total de ~1 000 m. Las edades K-Ar obtenidas por todas estas unidades se traslapan entre sí y se agrupan a los 23.5 Ma (McDowell y Keitzer, 1977). Iriondo et al. (2004b) obtuvieron una fecha 40Ar/39Ar idéntica para un vitrófiro andesítico perteneciente a esta secuencia muestreado a ~15 km al oeste de El Salto. Ignimbritas del Mioceno temprano afloran por buena parte del transecto Durango-Mazatlán, sin embargo, se desconoce qué tanto más al norte se puedan extender (Figura 4). Las localidades más septentrionales donde se encuentran rocas silícicas de esta edad, se ubican en la región de Tayoltita y de Culiacán. En Tayoltita, ignimbritas y lavas que coronan a la secuencia han sido fechadas por K-Ar a 24.5 y 20.3 Ma (Enríquez y Rivera, 2001); al norte de Culiacán, Iriondo et al. (2003) obtuvieron una edad 40Ar/39Ar de 23.2±0.15 Ma para concentrados de horneblenda de un cuerpo subvolcánico granodiorítico. En el área de Milpillas (Figura 4), Solé et al. (en prensa) reportan una edad K-Ar de 24.0±1 Ma para una colada de andesita basáltica que subyace a una de las últimas ignimbritas de la secuencia allí expuesta. En la proximidad de la costa de Sinaloa, rocas volcánicas del Oligoceno vuelven a aflorar (Figura 4). Henry y Fredrikson (1987) reportan edades K-Ar en biotitas de 31.7±0.4 Ma para un dique cuarzodiorítico en el área de Tayoltita y de 28.3±0.7 Ma para una ignimbrita riolítica afectada por fallas y basculada al norte de Mazatlán. Asimismo, Solé et al. (en prensa) obtuvieron una edad K-Ar de 32±2 Ma por una ignimbrita riolítica en el área de Milpillas (Figura 3).

 

2.5.3. Sector sur

La parte sur de la SMO se encuentra cubierta por ignimbritas silícicas que se habían tradicionalmente considerado como del Oligoceno (e. g., McDowell y Clabaugh, 1979) por correlación con las que afloran más al este en la Mesa Central (Nieto-Samaniego et al., 1999). Sin embargo, recientemente se ha probado que en esta región existen dos pulsos ignimbríticos claramente separados; uno del Oligoceno temprano y el otro del Mioceno temprano (Ferrari et al., 2002). Las ignimbritas del Oligoceno dominan en la parte oriental, entre Aguascalientes, Zacatecas y el norte de Jalisco (Nieto-Samaniego et al., 1999 y referencias incluidas). En el área de Fresnillo, al norte de Zacatecas, riolitas e ignimbritas de la sierra de Valdecañas han arrojado edades K-Ar entre 29.1 y 27.5 Ma, mientras que cuerpos subvolcánicos asociados a mineralización de plata han sido fechados entre 33.5 y 32.2 Ma y (Lang et al., 1988). Más al sureste, una buena exposición de rocas del Oligoceno se encuentra en la Sierra de Morones, entre Jalpa y Tlaltenango (Figura 9) donde Nieto-Obregón et al. (1981) reportaron una edad K-Ar de 29.1±0.6 Ma (sanidino) para una de las ignimbritas estratigráficamente más altas en la secuencia. En esta zona la secuencia oligocénica se compone de tobas de flujo de cenizas silícicas con extensa distribución superficial y espesor limitado, que están separadas de la secuencia andesítica eocénica por areniscas y conglomerados rojos continentales. Más al occidente, en el transecto Huejuquilla-Estación Ruiz, ignimbritas y riolitas con edades 40Ar/39Ar entre 31.5 y 28 Ma conforman la sierra de Valparaíso y están expuestas en el área de Huejuquilla y el semigraben de Atengo (Figura 5) (Ferrari et al., 2002). Un complejo de domos riolíticos exógenos en la parte oeste del semigraben ha sido fechado por 40Ar/39Ar en 27.9±0.3 Ma (Ferrari et al., 2002). Estas edades resultan ser casi idénticas a las de la secuencia de Durango y el domo de Las Adjuntas, respectivamente, expuestos ~80 km más al norte (McDowell y Keitzer, 1977).

Al occidente de Atengo y en todo el transecto Bolaños- Tepic (Figura 5) dominan las ignimbritas de Mioceno temprano, aunque la secuencia del Oligoceno podría subyacer toda la parte oriental de la región (Figura 5), ya que un paquete de ignimbritas con una edad K-Ar de 30.1 Ma ha sido reconocido en la parte sur del graben de Bolaños (Ferrari et al., 2002). La secuencia ignimbrítica del Mioceno temprano cubre la SMO en Nayarit. Ferrari et al. (2002) reconocen dos paquetes de ignimbritas con edades y proveniencias distintas: la secuencia de Las Canoas y la secuencia del Nayar. La secuencia de Las Canoas tiene un espesor de ~350 m y ha sido fechada tanto por K-Ar (Clark et al., 1981) como por 40Ar/39Ar (Ferrari et al., 2002) en 23.5 Ma, es decir, contemporánea a la secuencia de El Salto-Espinazo del Diablo expuesta ~80 km más al norte (McDowell y Keitzer, 1977). Hacia el sur puede correlacionarse con la parte inferior de la sucesión expuesta en el graben de Bolaños (Figura 5) donde Scheubel et al. (1988) reportan edades K-Ar de 23.7 y 23.2 Ma para una andesita y una ignimbrita, respectivamente. Más al sureste, secuencias ignimbríticas de edades similares están en el área de Teúl (~23 Ma; Moore et al., 1994), de la presa de Santa Rosa (23.6 Ma; Nieto-Obregón et al., 1985), en Juchipila (~24-23 Ma; Webber et al., 1994) (Figura 9), y en la sierra de Pénjamo (~24 Ma; Castillo-Hernández y Romero-Ríos, 1991; Solé et al., en prensa). La secuencia del Nayar cubre una franja de dirección NNW con un ancho de 75 km en la orilla occidental de la SMO (Figura 5). Esta secuencia alcanza su máximo espesor en la región de la Mesa del Nayar donde Ferrari et al. (2002) señalan la presencia de una serie de calderas que pueden ser su fuente (Figura 5). Al interior de la caldera del Nayar se cuentan hasta 11 unidades ignimbríticas con un espesor total de ~1 000 m (Ferrari et al., 2002). Para la secuencia del Nayar estos autores obtuvieron 7 edades 40Ar/39Ar en diferentes posiciones estratigráficas que se traslapan entre sí en un rango de 21.2 a 19.9 Ma con un promedio de 20.9 Ma.

Hacia el sur, la secuencia se correlaciona con las ignimbritas expuestas en Santa María del Oro (21.3 Ma; Gastil et al., 1979), Aguamilpa (22.4 Ma; Damon et al., 1979), y en la parte superior de la secuencia del graben de Bolaños (21.3-20.1 Ma; Scheubel et al., 1988) (Figura 5). Para la secuencia del Nayar, Ferrari et al. (2002) estiman que un volumen de aproximadamente 4,500 km3 debió haber sido emplazado en un lapso de ~1.4 Ma.

La secuencia del Nayar resulta truncada al occidente por el fallamiento extensional asociado con la apertura del Golfo de California. Sin embargo, en la parte sur de la península de Baja California (áreas de La Paz y Loreto) Hausback (1984) y Umhoefer et al. (2001) obtuvieron edades K-Ar en un rango entre ~23 y ~17 Ma para diferentes secuencias ignimbríticas intercaladas en la parte inferior de la Formación Comondú. Entre éstas se encuentra la toba La Paz, una secuencia expuesta cerca de la ciudad de La Paz, para la cual Hausback (1984) reporta edades K-Ar entre 21.8±0.2 y 20.6±0.2 Ma. Dada la gran extensión geográfi ca de la secuencia del Nayar y las edades muy similares, Ferrari et al. (2002) sugieren la posibilidad de que la toba La Paz tenga su origen en la región de la Mesa del Nayar. La distancia original entre La Paz y la Mesa del Nayar es difícil de estimar. Sin embargo, el borde de la caldera del Nayar queda a ~42 km de la planicie costera de Nayarit, mientras que La Paz está a una distancia similar de la costa oriental de Baja California Sur. En principio, entonces, resulta posible que la toba La Paz pueda estar relacionada a una fuente a ~100 km más al este.

El volcanismo ignimbrítico de la SMO no continúa al sur de la FVTM en el bloque Jalisco. A diferencia de lo que aparece en varios mapas geológicos regionales (e. g., Ortega-Gutiérrez et al., 1992; López-Ramos, 1995), no hay ignimbritas asignadas al Eoceno-Mioceno en el bloque Jalisco. Diferentes estudios geocronológicos han demostrado que las ignimbritas, expuestas ampliamente en la parte norte del bloque, tienen edades 40Ar/39Ar de 81 a 60 Ma (Wallace y Carmichael, 1989; Lange y Carmichael, 1991; Righter et al., 1995; Rosas-Elguera et al., 1997), por lo que se correlacionan más bien con el CVI estudiado en Sonora (McDowell et al., 2001). Ignimbritas del Oligoceno y del Mioceno temprano se reportan al sur de la FVTM en Michoacán, al sur del Lago de Chapala (31.8 Ma, Rosas Elguera et al., 2003; 23.5 Ma, Ferrari et al., 2002) y al sur de Morelia (21 Ma; Pasquaré et al., 1991).

 

2.6. Volcanismo postignimbrítico

Después del pulso ignimbrítico (definido como ignimbrite flare up por McDowell y Clabaugh, 1979), el magmatismo se vuelve más heterogéneo y disperso en la SMO. El volcanismo es generalmente bimodal y discontinuo y tiende a migrar hacia el futuro Golfo de California. Entre las rocas máficas se pueden distinguir un grupo de composición basáltico-andesítica emplazado poco tiempo después del pulso ignimbrítico, y un grupo de composición más máfica y alcalina generalmente posterior al término de la subducción. En la parte norte de la SMO, el inicio de este segundo evento fue precedido por el emplazamiento de una serie de ignimbritas alcalinas de carácter distintivo. En esta sección se sintetizan brevemente la distribución y edad de estas rocas.

 

2.6.1. Volcanismo máfico transicional posterior a los pulsos ignimbríticos (SCORBA)

En toda la SMO, lavas de composición basálticoandesítica fueron emplazadas de manera discontinua inmediatamente después de cada episodio ignimbrítico. Los mayores afloramientos de estas lavas se distribuyen en una franja de burda dirección NNE entre San Buenaventura, Chihuahua, al norte y Navojoa, Sonora, al sur, pasando por Yécora (Figura 3). Esta rocas han sido incluidas en los denominados Basalto-Andesitas del Sur de la Cordillera (SCORBA por sus siglas en inglés), propuestos por Cameron et al. (1989) como una serie regional que se extiende también a Arizona y Nuevo México y marcaría la primera fase de extensión, probablemente en un marco tectónico intra-arco. Las edades reportadas para esta serie en Chihuahua y Sonora varían entre 33 y 17.6 Ma (Cameron et al., 1989 y referencias incluidas; McDowell et al., 1997; Paz-Moreno et al., 2003). Sin embargo, la mayoría de las edades son del Oligoceno. En Sonora nororiental algunas tobas riolíticas están intercaladas con las coladas basálticoandesíticas y han arrojado una edad 40Ar/39Ar de 25.4 Ma (González-León et al., 2000). Hacia el oeste, el volcanismo tiene edades más jóvenes y composición progresivamente más silícea. Al norte de Guaymas (Figura 3), en la Sierra Santa Úrsula, se reportan tobas ignimbríticas, andesitas y domos dacíticos con edades entre ~23 y 15 Ma (Mora– Álvarez y McDowell, 2000). Estas rocas afloran también más al noroeste en la región de Bahía Kino (Figura 3) donde se reportan rocas andesíticas de ~18 Ma (Gastil y Krummenacher, 1977).

En el sector central de la SMO, coladas basálticas fechadas entre 30 y 29 Ma cubren la secuencia ignimbrítica de Durango (Basaltos Caleras de Swanson et al., 1978). Por su composición y edad, Luhr et al. (2001) asocian estas rocas a los SCORBA. Basaltos con edades de ~24 Ma se encuentran cubriendo a ignimbritas del Oligoceno también en Nazas (Aguirre-Díaz y McDowell, 1993) y El Rodeo (Aranda-Gómez et al., 2003; Solé et al., en prensa). Cameron et al. (1989) incluyen los basaltos de Nazas entre los SCORBA. Sin embargo, estudios posteriores (e. g., Luhr et al., 2001; Aranda-Gómez et al., 2003) han demostrado que estas rocas alcalinas (hawaiitas) tienen firmas geoquímicas más afines a los basaltos intraplacas típicos de la provincia Basin and Range mexicana.

En la parte sur de la SMO no se cuenta con estudios geoquímicos y petrológicos sobre las rocas máficas postignimbríticas, aunque su presencia puede inferirse en diferentes lugares. Coladas basálticas emplazadas poco después de las ignimbritas del Oligoceno temprano se encuentran en el área de Huejuquilla (Figura 5) y son reportadas en los mapas geológicos escala 1:250 000 del Consejo de Recursos Minerales en el oeste del estado de Zacatecas y el norte de Jalisco. Coladas basálticas posteriores al pulso ignimbrítico del Mioceno temprano han sido cartografiadas en el área de Milpillas (Figura 4) donde se han obtenido edades K-Ar de 21 Ma. Asimismo se han encontrado en el área de la Mesa del Nayar y de Jesús María (Figura 5), donde dieron una edad 40Ar/39Ar de 21.3 Ma (Ferrari et al., 2002). Lavas basálticas similares se encuentran en el graben de Bolaños donde han sido fechadas por K-Ar en 21 y 19.9 Ma (Nieto-Obregón et al., 1981).

 

2.6.2. Volcanismo alcalino y peralcalino

En la parte noroccidental de la SMO, el inicio del magmatismo postsubducción es marcado por la erupción de una serie distintiva de ignimbritas y derrames riolíticos y riodacíticos peralcalinos, localmente conocidos como la Formación Lista Blanca. Esta serie tiene amplia distribución por toda la parte sur-occidental de Sonora (Figura 3) y edades relativamente restringidas a un rango entre ~14 y 11 Ma (Gastil y Krummenacher, 1977; Bartolini et al., 1994; McDowell et al., 1997; Mora–Álvarez y McDowell, 2000; Oskin et al., 2003; Mora-Klepeis y McDowell, 2004; Vidal-Solano et al., en prensa). Algunas de estas ignimbritas tienen composición comendítica y altos contenidos en Fe y álcalis (Na2O+K2O=8-10%). Los caracteres geoquímicos de esta secuencia sugieren una procedencia del manto astenosférico (Vidal-Solano et al., 2005) lo que implicaría que su emplazamiento ocurrió después de un adelgazamiento cortical importante que permitió el ascenso del manto convectivo hasta la base de la corteza. Mora-Klepeis y McDowell (2004) interpretan las rocas silícicas de 12-11 Ma, expuestas en la sierra de Santa Úrsula, como el primer volcanismo postsubducción en Sonora, mientras que Vidal-Solano et al. (2005) las consideran como el testigo del último episodio de extension intracontinental. Dentro de esta serie de ignimbritas se encuentra la Toba San Felipe, de 12.6 Ma, una unidad cuya fuente es la provincia volcánica de Puertecitos en Baja California, y que ha podido ser correlacionada a través del Golfo de California hasta la costa de Sonora, pasando por la isla Tiburón (Oskin et al., 2001).

El en resto de la SMO el volcanismo alcalino consta esencialmente de basaltos alcalinos emplazados como pequeños derrames fisurales hasta campos monogenéticos de dimensiones mayores. En general estas rocas máficas se encuentran en la periferia de la SMO, tanto en su límite con la Mesa Central, como a la orilla del Golfo de California, y se asocian a tres episodios extensionales principales del Mioceno temprano (~24-22 Ma), el Mioceno tardío (~13-11 Ma) y el Plioceno-Cuaternario (~4-0 Ma) (Henry y Aranda-Gómez, 2000). En el borde este de la SMO las principales localidades incluyen: los basaltos de Rodeo y Nazas (Figura 4) con edades de 24.1 a 23.3 Ma (Aranda-Gómez et al., 2003; Solé et al., en prensa) y ~24 Ma (Aguirre-Díaz y McDowell, 1993), respectivamente; las hawaiitas de la Formación Metates en la parte sur del graben Río Chico-Otinapa (Figura 4 y 8) con edades de 12.7-11.6 Ma (McDowell y Keitzer, 1977; Henry y Aranda-Gómez, 2000); el campo volcánico de Camargo con edades de 4.7 Ma al Holoceno (Aranda-Gómez et al., 2003); y el campo volcánico cuaternario de Durango (Smith et al., 1989). Extensas coladas basálticas expuestas en el extremo sur de la SMO en el área de La Manga (Figura 5), las cuales no han sido fechadas aún, podrían relacionarse con este episodio ya que diques máficos presentes en áreas cercanas han arrojado edades de ~11 Ma (Damon et al., 1979). En el borde occidental de la SMO, a lo largo del Golfo de California, rocas máficas postsubducción incluyen: basaltos toleíticos en la costa de Sonora de ~11-10 Ma (Mora–Álvarez y McDowell, 2000; Mora-Klepeis y McDowell, 2004); el campo volcánico de Pericos al norte de Culiacán (no estudiado pero de probable edad cuaternaria por su morfología joven) y los basaltos de Punta Piaxtla y Mesa de Cacaxtla al norte de Mazatlán (3.2 a 2.1 Ma; Aranda-Gómez et al., 2003) (Figura 5). Adicionalmente, diques máficos alcalinos con dirección dominante NNW son comunes en la parte suroeste de la SMO y han sido fechados en el Mioceno tardío (~12-10 Ma), tanto en el sur de Sinaloa (Henry y Aranda Gómez, 2000), como en Nayarit (Ferrari et al., 2002 y referencias incluidas). Sin embargo, los pocos análisis químicos disponibles indican que estos últimos tienen composición también subalcalina.

 

3. Tectónica de los conjuntos ígneos de la SMO

3.1. Deformación pre-Oligoceno

La deformación que precede la extensión en la SMO no ha sido objeto de estudios detallados, en parte debido a la escasez de afloramientos, la intensa alteración y a que frecuentemente el fallamiento normal puede llegar a obscurecer las estructuras más antiguas. En Sonora la orogenia Laramide afecta significativamente las secuencias marinas de Aptiano-Albiano, pero no parece producir una deformación intensa en las rocas del CVI. En Sinaloa, Henry et al. (2003) reconocen una deformación con desarrollo de foliación y recristalización dinámica en algunas tonalitas y granodioritas del conjunto batolítico costero. La foliación es vertical y tiene dirección ENE, subparalela a las rocas encajonantes (ortogneises, gabros y mármoles), lo que sugiere que todo el conjunto se deformó al mismo tiempo (Henry 1986; Henry et al., 2003). Usando de manera conjunta las edades K-Ar en diferentes minerales y U-Pb en circones provenientes de los plutones pre-, sin-, y postectónicos, Henry et al. (2003) concluyen que la deformación debió ocurrir entre ~101 y ~89 Ma.

La secuencia volcánica del Cretácico Tardío-Paleoceno de la Formación Tarahumara (~90 a 60 Ma) está afectada por fallas y basculada, pero no se observan pliegues ni cabalgaduras, por lo que el basculamiento podría también ser el efecto del fallamiento normal neogénico (McDowell et al., 2001). Más al este, en Chihuahua central, McDowell y Mauger (1994) observan un basculamiento de la secuencia volcánica de Peñas Azules, fechada en ~68 Ma, que ellos atribuyen a la orogenia Laramide. Sin embargo, no se reportan fallas inversas o pliegues por lo que dicho basculamiento podría ser también producto de fallamiento normal. Al este de Zacatecas, las rocas intrusivas de edad campaniana ubicadas en el área de La Tesorera-Zacatón no presentan deformación, a diferencia de las rocas marinas del Cretácico Temprano que las intrusionan.

Figura 6. Mapa tectónico de la SMO. Se muestran las principales fallas terciarias reportadas en la literatura (ver texto) integradas con una interpretación de una mosaico ortorrectificado de imágenes Landsat Enhanced Thematic Mapper (bandas 7, 4 y 2) con una resolución de 14.25 m. El límite suroccidental de Oaxaquia (tomada de Lawlor et al., 1999) corresponde también con el límite del continente al finales del Paleozoico. El límite entre SMO y Mesa Central fue tomado de Nieto-Samaniego et al. (1999). Las principales calderas son: SD: Santo Domingo (Megaw, 1986), SP: Sierra Pastoría (Megaw, 1990), CM: Caldera Majalca (Mauger, 1992; o San Marcos en Ferriz, 1981), To: Tómochic (Wark et al., 1990), LV: Las Varas (Wark et al., 1990), Co: Corralito y O: Ocampo (Swanson y McDowell, 1984), Ye: Yécora (Cochemé y Demant, 1991), Ch: Chupaderos (Swanson et al., 1985), Te: Temoaya y ES: El Salto (Swanson y McDowell, 1984), NVF: Nayar caldera field (Ferrari et al., 2002), Ju: Juchipila y Ja: Jalpa (Webber et al., 1992). Otras calderas son inferidas en base a percepción remota. Ver texto para las referencias sobre el espesor de la corteza. Ags: Aguascalientes, Zac: Zacatecas.

En suma, los pocos datos disponibles parecen indicar que entre el Coniaciano y el Eoceno no hubo deformación contractiva en buena parte de la SMO. Sin embargo, en la parte occidental de la SMO, en Sonora y Sinaloa, es común encontrar fracturas de tensión y fallas con dirección ENE-WSW a E-W que afectan a las rocas pre-oligocénicas (Horner y Enríquez, 1999; Staude y Barton, 2001). La mayoría de los depósitos de pórfidos de Cu-Mo de la SMO se emplazaron en zonas fuertemente fracturadas, desarrolladas de manera contemporánea o tardía a esta fase de deformación (Barton et al., 1995; Horner y Enríquez, 1999). Los estudios geocronológicos de estos depósitos han producido sistemáticamente edades K-Ar en el Paleoceno-Eoceno (Damon et al., 1983; Staude y Barton, 2001), algunas de las cuales han sido recientemente confirmadas por el método Re-Os (Barra et al., en prensa). Las estructuras E-W y ENE-WSW han sido interpretadas por Horner y Enríquez (1999) como el resultado de la fase final del acortamiento que acompañó a la orogenia Laramide. Sin embargo, los datos disponibles sugieren que éstas podrían deberse más bien a un episodio, de deformación, distinto, intermedio entre la orogenia Laramide y la extensión oligocénica-cuaternaria.

 

3.2. Tectónica extensional

Una buena parte de la SMO ha sido afectada por una deformación dominantemente extensional durante diferentes episodios que se remontan al Oligoceno o, quizás, hasta el final del Eoceno. La deformación no parece afectar al núcleo de la SMO, que constituye una especie de división geográfica entre lo que se ha definido como el Basin and Range mexicano, al este, y la Provincia Extensional del Golfo, al oeste (Henry y Aranda-Gómez, 2000). En este trabajo usamos el término Basin and Range esencialmente en sentido geográfico, sin ningún sentido genético (ver Dickinson, 2002). En los extremos norte y sur (norte de Sonora y Chihuahua y Nayarit-Jalisco, respectivamente) estas dos provincias se funden ya que la extensión afectó toda la SMO (Figura 6).

 

3.2.1. Sector norte

La reconstrucción de la tectónica que afectó a la provincia volcánica de la SMO en el sector norte es compleja, particularmente debido a la presencia de varios eventos cuya actividad se traslapa parcialmente en tiempo y espacio con el episodio ígneo asociado a la SMO. No se puede excluir que una tectónica extensional haya empezado en el Eoceno, ya que existe una discordancia angular moderada entre la serie volcánica de 42-37 Ma y las ignimbritas oligocénicas al sur de Chihuahua (Megaw, 1990). Por otro lado, McDowell y Mauger (1994) consideran que la transición entre un régimen contraccional y uno extensional ocurre desde ~33 Ma al tiempo en que empiezan a aparecer ignimbritas peralcalinas y basaltos transicionales (SCORBA) en la región.

Considerando más bien las evidencias tectónicas, el primer episodio extensional documentado regionalmente sigue inmediatamente el emplazamiento del volcanismo silícico, cuyo periodo de máxima actividad ocurrió entre 34 y 29 Ma (McDowell y Clabaugh, 1979). La extensión en Chihuahua se restringe a la formación de estructuras tipo Basin and Range que afectan a la cubierta ignimbrítica, por lo que se deduce tenga una edad menor de 29 Ma. No existen estudios estructurales detallados en esta región pero la presencia de fallas de alto ángulo y el basculamiento modesto de las secuencias sugiere que la extensión debió haber sido moderada.

En Sonora la extensión fue mucho más intensa y ligeramente más joven. Durante un evento mayor de extensión intracontinental, rocas formadas en niveles intermedios de la corteza fueron exhumados a lo largo de un cinturón alargado de forma subparalela a la SMO localizado entre Hermosillo y Tecoripa (Figura 7) (Nourse et al., 1994; Vega-Granillo y Calmus, 2003; Wong y Gans, 2003; 2004). A lo largo de este cinturón se observan fallas normales de alto y bajo ángulo, y fallas de despegue que ponen en contacto una placa superior sin deformación, con otra inferior que exhibe una serie de complejos de rocas miloníticas, gneisses, y plutones peraluminosos, denominados metamorphic core complexes (Davis y Coney, 1979; Nourse et al., 1994). La extensión cortical ocurrida durante este evento se estima que rebasó localmente el 100% (Gans, 1997) y formó depresiones tectónicas que fueron rellenadas por sedimentos clásticos, ocasionalmente con acumulación de boratos y horizontes volcánicos, como en la zona de Magdalena (Figuras 3 y 7). Estos núcleos metamórficos se conocen muy bien en Magdalena (Nourse, 1994), Acónchi (Rodríguez-Castañeda, 1996; Calmus et al., 1996), Puerto del Sol (Nourse et al., 1994) y Mazatán (Vega-Granillo y Calmus, 2003; Gans et al., 2003; Wong y Gans, 2003) (Figuras 3 y 7). Presumiblemente los plutones peraluminosos que se encuentran en estos complejos se generaron por fusión parcial de la corteza atenuada (e. g., Davis, 1981). Modelado de edades 40Ar/39Ar en feldespato potásico indican una edad entre 20 y 16 Ma para la exhumación del core complex de Mazatán (Figura 3) (Gans et al., 2003; Wong y Gans, 2003), lo cual coincide con una edad de 18±3 Ma obtenida por trazas de fisión en apatitas de la misma área (Vega-Granillo y Calmus, 2003). En general, las edades publicadas compiladas por Nourse et al. (1994) para las distintas localidades de núcleos metamórficos en Sonora indican un rango de ~25-15 Ma para el evento extensivo responsable de la formación de los complejos de núcleo metamórfico.

Las cuencas asociadas a la extensión en la porción centro-oriental de Sonora proporcionan otra indicación sobre la edad de la extensión. En esta región, las cuencas están limitadas por fallas normales de alto ángulo, generalmente orientadas NNW-SSE y ~N-S (Figura 7), y contienen gruesos espesores de conglomerados y areniscas bien consolidados, los cuales han sido asignados a la Formación Báucarit (King, 1939). Comúnmente, hacia la base de estas secuencias clásticas se depositaron flujos de lavas basálticas y andesíticas cuyas edades indican un rango entre 27 y 20 Ma (McDowell et al., 1997; Paz-Moreno et al., 2003). Hacia la parte superior, las secuencias clásticas son menos consolidadas y están intercaladas con aglomerados, tobas y derrames de riolita y riodacita del Mioceno medio. La extensión en estas cuencas es notablemente menor que en los core complexes, lo que sugiere que ésta se haya concentrado en zonas con un basamento previamente debilitado y que la extensión en Sonora llegó a ser ~100% solo en ciertas áreas.

En la franja costera de Sonora las secuencias volcánicas del Mioceno medio están moderadamente basculadas, con inclinaciones entre 10-35° hacia el E o al W (McDowell et al., 1997; Mora–Álvarez y McDowell, 2000; MacMillan et al., 2003; Gans et al., 2003). Los bloques basculados están cubiertos en discordancia por basaltos alcalinos horizontales. En la zona de Guaymas las edades de las rocas basculadas y de los basaltos horizontales limitan la deformación entre ~12 y 10 Ma en la Sierra Libre y la Sierra del Bacatete (Mora–Álvarez y McDowell, 2000; Macmillan et al., 2003) y entre 10.7 y 9.3 Ma en el área de San Carlos- El Agujaje (Gans et al., 2003) (Figura 7). Sin embargo, al noreste de Guaymas (Figura 2), basaltos alcalinos fechados en 8.3 Ma están cortados por fallas normales asociadas a un episodio extensional más reciente del llamado graben de Empalme (Figura 7) (Roldán-Quintana et al., 2004). De acuerdo con estos autores, el graben de Empalme es una estructura que marca una etapa de transición entre el régimen de fallamiento en bloque asociado al sistema Basin and Range, y un régimen de fallamiento lateral asociado con el inicio de la apertura del Golfo.

Aunque con baja intensidad la actividad tectónica sigue activa en la parte nororiental de Sonora y noroeste de Chihuahua como lo atestigua la ocurrencia de por lo menos 64 temblores históricos en el periodo 1887-1999 (Suter, 2001). El mayor de estos eventos es el temblor de Bavispe, Sonora, ocurrido el 3 de mayo de 1887 con Mw=7.4, que rompió por más de 100 km de largo tres segmentos de una falla N-S activa desde el Mioceno (Suter y Contreras, 2002).

Figura 7. Mapa tectónico de la parte norte de la SMO con indicación de la orientación y edad de la deformación extensional (ver texto para detalles y referencias). Fallas y calderas como en Figura 6.

 

3.2.2. Sector centro

En el sector central, la tectónica extensional ha afectado la SMO principalmente en sus bordes dejando una zona relativamente no extendida en su centro (Figura 6). En el borde oriental, en Durango, se han desarrollado fallas normales de alto ángulo que definen estructuras tipo Basin and Range del todo similares a las que se encuentran en Chihuahua. La edad de la deformación extensional en esta región se remonta por lo menos al principio del Oligoceno y se caracteriza por un alargamiento general ENE-WSW. En el área de Nazas, ignimbritas fechadas en 29.9±1.6 Ma se encuentran basculadas hasta 35° al NE y son cubiertas por otras tobas de 29.5±0.6 Ma horizontales (Aguirre-Díaz y McDowell, 1993). En el área de Rodeo, Dgo., Luhr et al. (2001) reconocen una extensión temprana entre 32.3 y 30.6 Ma que produjo la formación de un semigraben de dirección NNW con un desplazamiento estimado en ~3 km. Adicionalmente Aranda-Gómez et al. (2003) asocian la erupción de lavas alcalinas de ~24 Ma, tanto en Nazas como en Rodeo con un segundo episodio extensional en el área (Figura 8). Al sursuroeste de Durango se encuentra el graben de Mezquital, que es una estructura de aproximadamente 40 km de ancho y dirección general NNE. El graben no ha sido estudiado en detalle pero las rocas cortadas tienen edades oligocénicas, siendo la más reciente una ignimbrita fechada por K-Ar en 27.0±1.0 Ma (Aranda-Gómez et al., 1997). En esta área dichos autores observaron dos generaciones de estrías en planos de fallas normales: la más antigua indicaría una extensión NW, mientras que la más reciente tiene dirección NE. Hacia el poniente de Durango, el graben Río Chico- Otinapa es una estructura extensional de más de 160 km de largo y 20 km de ancho, con dirección N-S a NNW-SSE y un desplazamiento máximo de 900 m (Aranda-Gómez et al., 2003) (Figura 8). Las fallas de alto ángulo que bordean el graben afectan a la secuencia ignimbrítica del Oligoceno y están cubiertas por coladas de hawaiitas, conocidas como Formación Metates (Córdoba, 1963), de las cuales fueron la vía de alimentación. Concentrados de anfíbol de estas coladas arrojaron edades de 12.7±0.4 Ma por el método KAr (McDowell y Keizer, 1977) y de 11.60±0.07 Ma por el método 40Ar/39Ar (Henry y Aranda-Gómez, 2000). En base a estas relaciones tectónicas y estratigráficas se concluye que la formación del graben debe haber iniciado antes de la erupción de las lavas, probablemente a los ~12 Ma por efecto de una extensión WSW-ENE (Aranda-Gómez et al., 2003).

La parte occidental de la SMO en Sinaloa está profundamente afectada por fallamiento extensional de dirección general NNW con formación de semigrábenes. La vergencia del basculamiento cambia en correspondencia de una zona de acomodo al norte de Tayoltita, siendo la inclinación hacia el ENE al norte y al WSW al sur de ella (Figura 8). En la parte sur la estructura mejor estudiada es el semigraben limitado al oeste por la falla Concordia (Figura 8). La falla tiene dirección NW, una inclinación de 40°-70° al NE, y desplazamiento vertical estimado en ~5 km (Aranda-Gómez et al., 2003). En el bloque de piso de esta falla afloran rocas intrusivas del Cretácico Tardío- Paleoceno del batolito de Sinaloa, mientras que el bloque de techo lo constituyen ignimbritas del Oligoceno y Mioceno temprano cubiertas por depósitos poco consolidados y mal clasificados de gravas, a su vez intrusionados por diques máficos. Los diques han arrojado edades 40Ar/39Ar de 10.7±0.2 y 11.03±0.16 Ma (Henry y Aranda Gómez, 2000). Sin embargo, el hecho de que algunos diques se encuentren también basculados indica que la extensión continuó un poco más después de su emplazamiento. La extensión en esta región puede haber sido de entre 20% y 50% dependiendo si la geometría de las fallas es lístrica o plana, respectivamente (Henry, 1989).

Cerca de la frontera Sinaloa-Durango, a lo largo de la carretera federal Durango-Mazatlán, la secuencia ignimbrítica del Mioceno tardío tiene una actitud horizontal y un fallamiento mínimo. Sin embargo, al norte de esta carretera, la misma secuencia se reporta basculada hasta 30° por fallamiento normal tanto en el valle del río Presidio (Aranda Gómez et. al, 2003) como en el valle del río Piaxtla cerca de Tayoltita (Horner y Enríquez, 1999; Enríquez y Rivera, 2001), sugiriendo que la extensión del Mioceno medio-tardío debe haber penetrado de manera discontinua hacia el continente.

Figura 8. Mapa tectónico de la parte central de la SMO con indicación de la orientación y edad de la deformación extensional (ver texto para detalles y referencias). Fallas y calderas como en Figura 6.

Figura 9. Mapa tectónico de la parte norte de la SMO (basado en Ferrari et al., 2002) con indicación de la edad de la deformación extensional (ver texto para los detalles).

 

3.2.3. Sector sur

En el sector sur, la tectónica extensional afecta sistemáticamente a toda la SMO (Figuras 6 y 9). En el límite nororiental de esta región, en Fresnillo, Zac., hay evidencias de una extensión temprana ocurrida en el Eoceno tardío o el Oligoceno temprano, ya que ignimbritas de 39 Ma se encuentran basculadas ~30° hacia el SW y están cubiertas por tobas horizontales con una alteración secundaria fechada por K-Ar en 29.1 Ma (Lang et al., 1988). Sin embargo, en el resto de la región no hay evidencias de una extensión previa al Oligoceno. El sur de Zacatecas y norte de Jalisco está afectado por una serie de grábenes que constituyen la continuación occidental de las estructuras extensionales que afectan a la Mesa Central (Nieto- Samaniego et al., 1999) mientras que más al occidente, en Nayarit, dominan los semigrábenes (Figura 9). Ferrari et al. (2002) agrupan las estructuras de la parte sur de la SMO en tres dominios principales: oriental, occidental y meridional (Figura 9). El dominio oriental está constituido por grábenes de dirección NNE a N-S y longitud variable entre 40 a 120 km, que afectan a ignimbritas del Oligoceno tardío o Mioceno temprano. En el graben de Tlaltenango una ignimbrita fechada 22 Ma (Moore et al., 1994) está cortada por fallas con un desplazamiento mínimo de 400 m, mientras que un volcán escudo basáltico de 21 Ma (Moore et al., 1994) posiblemente alimentado por las fallas tiene escarpes menores a 50 m, por lo que se considera que la extensión pudo ocurrir entre ~22 y ~20 Ma (Ferrari et al., 2002). En el graben de Bolaños, que tiene un desplazamiento vertical de más de 1 400 m, la relación de corte entre las diferentes unidades volcánicas indicaría una deformación comprendida en el Mioceno temprano, posiblemente con más de una fase de deformación (Lyons, 1988; Ferrari et al., 2002). En los demás grábenes no es posible tener una edad precisa de la deformación, pero en todos los casos las fallas normales cortan a ignimbritas del Mioceno temprano y son el producto de una extensión similar de dirección WNW a E-W, por lo que se considera que la deformación ocurrió al mismo tiempo durante el Mioceno temprano (Figura 9).

El dominio occidental se caracteriza por los semigrábenes Alica, Pajaritos y Jesús María, y los sistemas de fallas normales de Pochotitán y San Pedro (Figura 9). Estas estructuras tienen dirección de N-S a NNW-SSE y basculan sistemáticamente al ENE bloques de ignimbritas del Mioceno temprano. A lo largo del río Mezquital existe una zona de acomodo con inversión del basculamiento, ya que al norte, en Sinaloa, la vergencia es al WSW (ver sección anterior). Las fallas de los semigrábenes cortan a ignimbritas de la serie del Nayar fechadas en ~21 Ma (Ferrari et al., 2002); sin embargo, no se cuenta con una edad mínima. Los sistemas de fallas de San Pedro y Pochotitán son el resultado de una extensión de dirección ENE a NE-SW y pueden considerarse parte de la Provincia Extensional del Golfo. Las fallas del sistema Pochotitán cortan a rocas de hasta 17 Ma y están cubiertas por basaltos de ~10 Ma (Ferrari y Rosas-Elguera, 2000). Adicionalmente en esta región se encuentran numerosos diques máficos que intrusionan a las fallas normales NNW o son subparalelos a ellas. Al igual que en el sur de Sinaloa, estos diques han arrojado edades entre 11.9 y 10.9 Ma y se consideran contemporáneos a la extensión (Ferrari et al., 2002).

Finalmente, en el dominio meridional la secuencia del Oligoceno y el Mioceno inferior de la SMO está deformada en pliegues abiertos con arreglo escalonado (en échelon), pequeñas cabalgaduras y fallas izquierdas desarrolladas en el Mioceno medio (Ferrari, 1995). Estas estructuras están distribuidas en una franja de orientación WNW-ESE en el límite de la SMO con el bloque Jalisco. Los pliegues están cortados por diques máficos verticales de ~11 Ma (Damon et al., 1979) que proporcionan una edad mínima de la deformación. Ferrari (1995) interpreta esta deformación como una zona de transpresión izquierda producto del movimiento opuesto entre la SMO, durante las fases finales de la subducción de la microplaca Magdalena, y el bloque Jalisco, donde continuaba la subducción de la placa de Cocos.

 

4. Petrología y características geoquímicas del magmatismo de la SMO

Las rocas volcánicas de la SMO forman un conjunto típicamente calcialcalino, caracterizado por concentraciones de potasio intermedias a altas (Cochemé y Demant, 1991), combinadas con un enriquecimiento relativamente bajo en hierro (Cameron et al., 1980). La Figura 10, basada en datos geoquímicos mayormente provenientes de estudios realizados en el sector norte de la SMO, resume las principales características petrológicas de estas rocas. Los datos indican un amplio rango en el contenido de sílice entre ~49 y 78% de SiO2; sin embargo, existe un carácter bimodal en la distribución de los mismos. Se observa una población félsica con composiciones entre ~66 y 78% de SiO2, y otra población más máfica, con valores de SiO2 entre 49 y 62%. Los datos de muestras con valores intermedios de sílice (~62-66% SiO2) son claramente más escasos. El primer grupo consiste en riodacitas y riolitas, que caracterizan la secuencia ignimbrítica mientras que el segundo grupo, formado por andesitas, andesitas basálticas y basaltos, corresponde a las rocas del CVI o a las que sobreyacen a la secuencia félsica. La relación sílice-álcalis total, que se muestra en la Figura 10, indica que se trata de rocas principalmente subalcalinas, aunque una cantidad relativamente importante de los datos se ubica en regiones más alcalinas. Estas últimas se refieren particularmente al volcanismo máfico postignimbrítico. Por otro lado, es interesante observar que las andesitas basálticas reportadas en estas muestras, coinciden grandemente con el campo de las andesitas definidas como SCORBA, lo cual confirma la posible extensión de esta provincia hacia la parte norte de la SMO sugerida por Cameron et al. (1989). La composición de las rocas del CVI, indicada también en la Figura 10, es en general similar al resto de las rocas de la SMO; sin embargo, a diferencia de estas últimas, las rocas del CVI están más restringidas a la región subalcalina, y no tienen un carácter bimodal (e. g., Valencia-Moreno et al., 2001 y 2003); además, el rango en los valores de sílice es más restringido hacia ambos lados. Es interesante también hacer una comparación entre las rocas de la SMO con las rocas volcánicas neógenas relativamente más jóvenes (~25-10 Ma), las cuales generalmente se encuentran intercaladas con horizontes clásticos de la Formación Báucarit (e. g., McDowell et al., 1997). Aunque existen relativamente pocos datos publicados de estas rocas volcánicas, en la figura se puede apreciar un rango similar en el contenido de sílice, aunque éstas no alcanzan composiciones estrictamente riolíticas. También, a excepción de los basaltos, su composición está claramente restringida a las rocas subalcalinas. En relación a la concentración de elementos traza en las rocas de la SMO, se estima que la distribución de algunos de los elementos traza, incluyendo Rb, Sr, Nb, Y, Th, Zr y el grupo de las Tierras Raras, estuvo controlada mayormente por procesos de cristalización fraccionada y asimilación, a partir de magmas máficos derivados del manto (Cameron et al., 1980; Bagby et al., 1981). Este parece ser un mecanismo razonable para explicar las tendencias lineares observadas en suites de basalto-andesitariolita observadas, por ejemplo, en la región de Batopilas (Cameron et al., 1980).

Por otro lado, el estudio del mecanismo involucrado en la generación del enorme volumen de rocas ignimbríticas de la SMO (~300 000 km3), se convirtió a partir de la década de1980 en un tema muy polémico (e. g., Cameron et al., 1980a, 1980b; Cameron y Hanson., 1982; Verma, 1984; Ruiz et al., 1988a; Cameron et al., 1992; McDowell et al., 1999; Albrecht y Goldstein, 2000). Por lo general, los estudios realizados en busca de una solución a este conflicto han recurrido al uso de firmas isotópicas grabadas en las rocas volcánicas. De acuerdo con estos estudios, las relaciones iniciales de 87Sr/86Sr en las rocas volcánicas expuestas en varios sitios de la provincia de la SMO indican un rango de 0.7041 a 0.7070, y valores iniciales de εNd entre +2.3 y -3.2; sin embargo, valores de εNd de -5.2 y -5.8, acoplados con relaciones 87Sr/86Sr de 0.7089 y 0.7086, fueron reportadas en la caldera de Tómochic y San Buenaventura, respectivamente (McDowell et al., 1999; Albrecht y Goldstein, 2000). La Figura 11 muestra la distribución de estos datos isotópicos en un diagrama de variación de εNd contra 87Sr/86Sr. Cabe mencionar que existe un mayor número de datos isotópicos, particularmente de las relaciones de Sr, pero sin su correspondiente composición de Nd, por lo que no se muestran en la figura; sin embargo, estos datos indican un rango similar. En general, se puede apreciar cómo un volumen importante de los datos se ubica en una posición cercana a la composición isotópica promedio de la Tierra. La distribución de los mismos indica una progresión en la composición de las muestras de la SMO, de firmas de carácter más mantélico, caracterizadas por εNd positivos y valores relativamente primitivos de Sr, a firmas negativas de εNd, acoplados con relaciones de Sr más altas, que sugieren una influencia cortical importante.

Con respecto al origen de estas rocas, Cameron et al. (1980a) propusieron un modelo basado en cristalización fraccionada/asimilación (AFC, por sus siglas en inglés) de un magma máfico de origen mantélico, donde las rocas ignimbríticas representarían un volumen no mayor al 20% de la masa magmática inicial. Esto sugiere que el 80% del volumen inicial quedó como material residual, agregando algunos kilómetros de nueva corteza gabroica debajo de la SMO (Ruiz et al., 1988b; Cameron et al., 1992). De acuerdo con Cameron et al. (1986), los modelos de AFC para la SMO sugieren un volumen menor al 25% de corteza asimilada. Verma (1984) propuso un modelo genético similar para las ignimbritas de la SMO en Zacatecas y San Luis Potosí, pero consideró una segunda etapa más somera de cristalización fraccionada antes del emplazamiento de las ignimbritas. Por otro lado, a partir del hallazgo de una gran cantidad de xenolitos provenientes de la corteza inferior, que fueron extraídos a la superficie por flujos de basalto alcalino recientes, Ruiz et al. (1988b) propusieron que el volumen total de las rocas ignimbríticas de la SMO, pudo haber sido originado por fusión parcial de la corteza inferior. Esto a raíz de que la colección de xenolitos estudiados, los cuales incluyen principalmente granulitas de composición máfica a intermedia de edad paleozoica y precámbrica, exhiben firmas isotópicas idénticas a las de las ignimbritas de la SMO (Figura 11). De acuerdo con dichos autores, el evento magmático SMO no constituyó un periodo importante de formación de corteza. Por el contrario, Cameron et al. (1992) consideran que muchas de las rocas granulíticas son del Terciario medio, y representan kilómetros de corteza nueva formada en ese tiempo debajo de México.

Figura 10. Diagrama de variación de sílice contra álcalis total (TAS) de acuerdo con LeMaitre et al. (1989), para rocas volcánicas del sector norte de la SMO (cuadros blancos). El límite entre las composiciones alcalina y subalcalina es el propuesto por Irvine y Baragar (1971). Los cuadros negros representan rocas volcánicas ubicadas al oriente de la SMO, en la provincia Basin and Range. Para fines de comparación, se muestran el campo composicional de los andesitas basálticas tipo SCORBA (línea punteada), basado en la figura 5 de McDowell et al. (1997), y, aunque el diagrama es esencialmente utilizado para rocas volcánicas, se muestra también la región del Complejo Volcánico Inferior (CVI) (en gris), en su mayor parte basado en datos de intrusivos graníticos. Fuentes: SMO–Cameron et al. (1980); Lanphere et al. (1980); Piguet (1987); Wark (1991); Gans (1997); McDowell et al. (1997); McDowell et al. (1999); Albrecht y Goldstein (2000); González-León et al. (2000); Mora-Álvarez y McDowell. (2000); Post-SMO–Gastil y Krummenacher (1977); Gastil et al. (1979); Bartolini et al. (1995); Gans (1997); McDowell et al. (1997); González-León et al. (2000); Mora-Álvarez y McDowell (2000); Henry et al. (2003). CVI–Bagby et al. (1981); Mora-Álvarez y McDowell (2000); Roldán-Quintana (1991); Valencia-Moreno et al. (2001); Valencia-Moreno et al. (2003); Henry et al. (2003).

Figura 11. Diagrama de variación isotópica εNd–87Sr/86Sr de rocas volcánicas del Terciario medio de la SMO. El crucero entre las líneas indica la composición isotópica promedio de la Tierra. El campo de las granulitas de la corteza inferior, corresponde a un grupo de xenolitos de ortogneises de composición intermedia y máfica, tomado de Ruiz et al. (1988). Fuente de datos: Wark (1991); McDowell et al. (1999); Albrecht y Goldstein (2000).

 

 

5. La corteza y el manto en la SMO: datos geofísicos

A pesar de su importancia científica y económica la información geofísica sobre la SMO es escasa. Los estudios principales son de tipo regional y definen los rasgos mayores de la corteza y el manto en esta región pero difícilmente se pueden correlacionar con los detalles de la geología de superficie.

La estructura del manto superior por debajo de la SMO es conocida a grandes rasgos por medio de estudios de tomografía sísmica regionales o globales que utilizan diferentes tipos de ondas y de procesado (Grand, 1994; Alsina et al., 1996; Van der Lee y Nolet, 1997; Bijward y Spakman, 2000; Ritzwoller et al., 2002; Ritsema et al., 2004). Un rasgo general de todos estos estudios es que la raíz litosférica por debajo de la SMO es modesta o hasta ausente. Aunque en forma variable, todos los modelos tomográficos muestran una zona de baja velocidad que se extiende desde ~80 km hasta ~250 km. Esta anomalía negativa de velocidades se extiende desde el Golfo de California hasta la Mesa Central y desde la provincia Basin and Range de Estados Unidos hasta la frontera sur de la SMO a la latitud ~20°N. Estimaciones de la estructura térmica basada en modelos tomográficos indican que en esta región el manto tiene temperaturas de ~500 °C más elevadas que bajo el cratón de Norteamérica al este (Goes y van der Lee, 2002). Estas observaciones indican que el manto litosférico ha sido parcialmente o totalmente removido y que en su lugar se encuentra manto astenosférico.

Los datos sismológicos permiten vislumbrar una fuerte diferencia de espesor cortical entre el núcleo de la SMO y sus márgenes. En un estudio sismológico regional usando ondas superficiales y ondas S, Gomberg et al. (1988) estimaron un espesor promedio de la corteza de 40 km para el norte de México. Sin embargo, debido a la trayectoria de los rayos sísmicos utilizados, los autores consideran este valor como característicos de la región al este de la SMO, en la parte norte de la Mesa Central.

Más recientemente Bonner y Herrin (1999) definieron el espesor cortical de la parte norte de la SMO por medio de un estudio de dispersión de ondas superficiales. Este estudio utilizó temblores ocurridos en el Golfo de California y registrados en Texas, por lo que los resultados se pueden considerar representativos de la parte central, menos extendida, de la SMO. Los autores encuentran que el mejor modelo sísmico para esta región lo constituye una corteza de 55 km con tres capas: una capa delgada (~5 km) con baja velocidad (Vs ~2.8 km/s), una capa intermedia de ~20 km (Vs ~3.6 km/s), y una capa inferior de ~30 km caracterizada por altas velocidades sísmicas (Vs ~4.0 km/s).

En otro estudio reciente Persaud (2003) establece la profundidad de la Moho basándose en funciones de receptor en tres puntos de la margen occidental de la SMO, donde esta última ha sido adelgazada por la extensión que llevó a la formación del Golfo de California. En este estudio se estiman espesores de 28 km en el área al este de Hermosillo y de 22 km tanto para el área de la costa del sur de Sonora (Navojoa) como al norte de Sinaloa en Culiacán (Figura 6).

Couch et al. (1991) integrando datos gravimétricos y de refracción sísmica estiman un contraste un poco menor en la parte centro-sur de la SMO. Para estos autores el espesor de la corteza al centro de la SMO es de 40 km pero se reduce a 25 km en la costa este del Golfo de California. La región al este, centro y sur de la SMO tiene también un espesor menor: Fix (1975) proporciona valores de ~30 km en base a ondas superficiales y Campos-Enríquez et al. (1994) consideran una Moho a 33 km para la Mesa Central (Figura 6).

Considerando los 55 km en el núcleo no extendido de la SMO (Figura 6) como un máximo para la profundidad de la Moho al término del pulso ignimbrítico y tomando en cuenta un espesor promedio de ~25 km en la costa de Sonora y Sinaloa, el adelgazamiento continental del Oligoceno-Mioceno en el flanco occidental de la SMO debe haber sido superior al 100% si la extensión fuera uniforme. Este valor es comparable con la extensión calculada en superfi cie para la región de los core complexes en Sonora (e. g., Gans, 1987), pero contrasta con las estimaciones de la geología de superficie en otras áreas de Sonora (McDowell et al., 1997) y en Sinaloa (Henry, 1989), que indican una extensión inferior al 50% y más probablemente del orden de ~20-30%. Este contraste sugiere que la extensión extrema estimada en ciertas áreas de Sonora puede ser un valor local que se dio en áreas con basamento predispuesto a focalizar la deformación. Otra posibilidad que sugiere Persaud (2003) es que en esta región pudo haber ocurrido un desacoplamiento entre corteza frágil y corteza inferior dúctil, donde esta última habría fluido hacia la zona del Golfo de California durante las fases iniciales de la extensión continental.

6. Discusión

 

6.1. Evolución espacio-temporal del magmatismo de arco y de la tectónica extensional

La historia magmática de la SMO está estrechamente relacionada con la evolución de la margen occidental de la placa Norteamericana y la historia de subducción de la placa Farallón. En un contexto general, la evolución del magmatismo de la SMO se inserta en el patrón de migración del arco volcánico hacia el interior del continente y su posterior regreso hacia la trinchera que ha sido reconocida desde hace tiempo para el suroeste de la Cordillera Norteamericana entre el Cretácico Tardío y el presente (e. g., Coney y Reynolds, 1977; Damon et al., 1981; Damon et al., 1983) (Figura 12a). De acuerdo con este modelo la migración del arco estuvo esencialmente controlada por la variación del ángulo de subducción de la placa Farallón debajo de Norteamérica. A principio del Cretácico Tardío, el arco se encuentra próximo a la trinchera (Sierra Nevada, batolitos peninsulares de Baja California y del CVI), luego empieza paulatinamente a migrar hacia el este conforme el slab se vuelve subhorizontal. Durante este periodo tiene lugar la orogenia Laramide. Una vez cesada la contracción, a finales del Eoceno, iniciaría el regreso del arco a medida que la placa subducida aumenta su ángulo.

Este patrón general de migración puede aplicarse, con ciertas limitaciones, a la SMO (Figura 12). La migración inicial hacia el este del arco es más evidente en Estados Unidos y norte de la SMO, donde alcanza los 1 000 km desde la trinchera (Damon et al. 1981), que en su parte centro y sur. Henry et al. (2003) muestran que en el sector central de la SMO el arco sólo llegó a unos 400 km de la paleotrinchera y que la migración hacia el este del magmatismo ocurrió a una tasa de un orden de magnitud menor (1-1.5 km/Ma) que su regreso hacia la trinchera. Para la parte sur de la SMO la mayor distancia de la paleotrinchera es alcanzada en el Oligoceno, cuando el arco llega a distancias máximas de 600 km de la paleotrinchera (Nieto- Samaniego et al., 1999). Durante esta migración al este, el volcanismo de la parte norte de la SMO parece posdatar a la deformación compresiva. Las rocas volcánicas del CVI (~90-60 Ma) tanto en Sonora (Formación Tarahumara) como en Chihuahua (Peñas Azules volcanics) sólo están basculadas y no presentan evidencias claras de que esto se haya debido a un acortamiento. Por otro lado en la parte central de la SMO la deformación en las rocas del CVI (plutones sintectónicos de Sinaloa, ~101-89 Ma) antecede la deformación laramídica de la Sierra Madre Oriental, que tiene edades del Paleógeno (Eguiluz de Antuñano et al., 2000). Finalmente, el arco Eoceno en toda la SMO no tiene evidencias de una deformación contractiva. La presencia durante el Cretácico Tardío-Paleógeno de un arco magmático ubicado entre la paleotrinchera y el frente de la deformación impide extender el modelo de subducción subhorizontal invocado para explicar la orogenia Laramide en los Estados Unidos (e. g., Coney y Reynolds, 1977, Bird, 1984, 1988; Saleeby, 2003) a México, ya que el acoplamiento entre placa subducida y placa superior cierra la cuña del manto donde se genera el magmatismo de arco. Este argumento es válido tanto para el sector mexicano como para el sector canadiense de la cadena Laramide (English et al., 2003) y plantea la necesidad de un modelo alternativo para explicar esta deformación en México. Una alternativa es que la deformación Laramide pueda haber sido producida por la subducción de un sector engrosado y discreto de la placa Farallón (¿plateau oceánico?) y que la cuña del manto se haya restablecido mientras la subducción de dicho sector seguía hacia el este. Este escenario, que nunca ha sido considerado, tiene numerosas implicaciones para la tectónica y el volcanismo de la SMO que necesitan de un análisis cuidadoso que va más allá del propósito de este artículo.

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Figura 12. Distribución de los datos geocronológicos de las rocas ígneas del Cretácico Temprano al Mioceno en México en función a la distancia a la paleotrinchera: a) distribución de las edades entre ~140 y 10 Ma (modificado de Damon et al., 1981) que muestra la migración del magmatismo cordillerano hasta aproximadamente 1000 km de la paleotrinchera entre el inicio del Cretácico y el fin del evento Laramide (~40 Ma), seguido por un aparente rápido regreso de la actividad magmática hacia la costa. Las edades menores que 20 Ma debajo del espectro marcado por la línea sólida corresponden principalmente a basaltos asociados a extensión; b) acercamiento a la gráfica anterior que muestra un mayor detalle de la sección entre 60 y 10 Ma. Los círculos negros son los datos de Damon et al. (1981). Se muestran además las edades reportadas por Nieto-Samaniego et al. (1999) para la parte sur de la provincia de la SMO (cuadros) y las edades reportadas por Henry et al. (2003) para el sur de Sinaloa (rombos).

A escala continental, a partir del Oligoceno el volcanismo inicia su regreso hacia la trinchera, aunque en detalle la evolución puede ser más compleja. El pulso ignimbrítico (flare up) del Oligoceno tardío tiene esencialmente la misma edad en toda la SMO (32-28 Ma) y se distribuye en una amplia franja de dirección general NNW (Figura 2) sin aparente migración interna. El volcanismo del Mioceno temprano está claramente más desplazado hacia la mitad occidental de la SMO y tiene diferencias notables de norte a sur. Mientras que en la parte norte de la SMO este volcanismo es escaso y de composición dominantemente basáltica, en la parte centro y sur consta de un segundo pulso masivo de ignimbritas silícicas con cantidades pequeñas de basaltos. Andesitas del Mioceno temprano y medio están presentes también más al occidente, en Baja California (Figura 2), en el Arco Comondú (Sawlan, 1981; Umhoefer et al., 2001), lo que completaría el patrón de regreso hacia la trinchera del volcanismo de arco. Sin embargo, en la parte sur de la SMO el patrón de migración es más complejo. Ferrari et al. (1999) han mostrado que la orientación del arco tiende a rotar de forma antihoraria desde el Oligoceno, cuando el arco tiene una dirección NNW, al Mioceno temprano y medio cuando el arco se extiende a Baja California sur con una dirección WNW y cesa su actividad al sur de la Latitud 20° N. Más en detalle, Ferrari et al. (2002, figura 6) muestran que durante el pulso ignimbrítico del Mioceno temprano el volcanismo tiende a migrar hacia el ESE alcanzando la longitud 101° W.

A escala de toda la provincia, el inicio de la extensión está asociado al regreso del arco hacia la trinchera. Los datos reportados en la sección 3 (Tectónica de los conjuntos ígneos de la SMO) indican que la extensión o quizás el frente extensional, migró episódicamente de este a oeste a lo largo de toda la SMO (ver también Stewart, 1998). Asimismo, el inicio de la extensión parece seguir el inicio del primer pulso ignimbrítico. La extensión inicia en la Mesa Central probablemente ya en el Eoceno (Aranda- Gómez y McDowell, 1998; Nieto-Samaniego et al., 1999; Nieto-Samaniego et al., 2005); sin embargo, una extensión con alta tasa de deformación ocurre a los ~30 Ma, después del emplazamiento de la primera parte de la serie riolítica (Orozco-Esquivel et al., 2002). En la parte oriental de la SMO central la extensión más temprana ocurre también a mediados del Oligoceno después del emplazamiento de las primeras ignimbritas (a los ~30 Ma en Nazas y Rodeo, Dgo., Aranda-Gómez et al., 2003; entre ~39 y ~29 Ma en Fresnillo, Zac.; Lang et al., 1988).

En un segundo episodio, el frente extensional se mueve hacia el oeste y afecta la parte central de la SMO entre el final del Oligoceno y el Mioceno temprano. En Chihuahua occidental y en Durango, el fallamiento normal con alto ángulo posdata ignimbritas de ~28 a 27 Ma (ver sección 3 y Figuras 4 y 5). Este episodio extensional se propaga hasta Sonora oriental donde las principales cuencas de la Formación Báucarit y los core complexes se desarrollan entre ~26 y 16 Ma (Figura 7). En la parte centro de la SMO, la única evidencia reportada de este episodio es la erupción de basaltos alcalinos en Rodeo y Nazas, Dgo., a los ~24 Ma (Aranda-Gómez et al., 2003). En la parte sur de la SMO este episodio extensional se manifiesta en la formación de varios grábenes de dirección ~NNE-SSO a N-S en el sur de Zacatecas y noreste de Jalisco (Figura 9) entre ~22 y 18 Ma, después del inicio del pulso ignimbrítico de 24-20 Ma.

A finales de Mioceno medio (~ 12 Ma), un tercer episodio extensional afecta la franja más occidental de la SMO. La edad de esta deformación, tradicionalmente definida como Provincia Extensional del Golfo o Proto-gulf extensión, es notablemente coherente en toda la SMO entre ~12 y 9 Ma, tanto en Sonora (Gans et al., 2003) como en Sinaloa (Henry y Aranda-Gómez, 2000) y Nayarit (Ferrari y Rosas-Elguera, 2000; Ferrari et al., 2002). Aunque en menor medida, este episodio extensional se percibe al este de la SMO, en la Mesa Central, a través de la formación del graben de Río Chico-Otinapa (Henry y Aranda-Gómez, 2000) y otras estructuras que siguen sísmicamente activas en el campo volcánico de Durango y Tepehuanes (Nieto- Samaniego et al., 2005), así como la extrusión de lavas alcalinas en el campo volcánico de Los Encinos en San Luis Potosí (Luhr et al. 1995).

La evolución geográfica de la tectónica extensional resumida en la sección anterior, indica claramente una progresión de la extensión a través de episodios discretos que afectan a toda la región comprendida entre la Sierra Madre Oriental hasta el Golfo de California (Figura 1). En este sentido, es difícil establecer un límite entre la Provincia Extensional del Golfo y el Basin and Range mexicano. En sintonía con esta idea, Henry y Aranda- Gómez (2000) proponen que la Provincia Extensional del Golfo sea parte de la provincia Basin and Range, y que sólo en la parte central el núcleo relativamente no extendido de la SMO (Figura 6) separa geográficamente las dos provincias. Esta visión indica que el proceso de extensión continental fue un fenómeno general que afectó toda la margen sur-occidental de la placa Norteamericana, pero que tuvo desenlaces distintos en Estados Unidos y en México. Mientras que en la parte occidental de los Estados Unidos la deformación terciaria llegó a formar una provincia extensional de más de 1 000 km de ancho sin llegar a la ruptura de la litósfera, en México, después de más de 20 Ma, la extensión se localizó en la región del Golfo de California provocando la formación de un rift con formación de corteza oceánica desde el Plioceno. En este marco la región de Sonora, con una extensión superior a la del resto de la SMO, representaría una zona de transición entre los dos dominios.

A escala continental hay dos causas complementarias que pueden explicar esta diferencia de comportamiento: 1) el contraste en la reología de la corteza, y 2) un debilitamiento térmico de la zona del futuro Golfo de California. La primera causa ha sido propuesta por Langenheim y Jachens (2003) quienes han sugerido que la presencia de un bloque cortical de mayor resistencia constituido por los batolitos peninsulares (junto con su parte más profunda de composición máfica) provocaría la localización de la deformación a lo largo del límite oriental del bloque batolítico peninsular, provocando la separación de Baja California de México continental. La otra explicación sugiere que la extensión se localizaría en la zona del futuro Golfo de California debido a que el arco estuvo activo en esta región durante el periodo inmediatamente anterior a la apertura del rift. Esta hipótesis está sustentada por la edad del volcanismo del denominado Arco Comondú en Baja California Sur. Aunque la presencias de rocas volcánicas del Mioceno temprano-medio ha sido reportado en Baja California (e. g., Sawlan, 1991; Stock y Lee, 1994) la parte más antigua de este volcanismo es frecuentemente constituida por depósitos masivos (conglomerados fluviales producto de la erosión del arco) y por ignimbritas en facies distales (e. g., Hausback, 1984; Dorsey y Burns, 1994; Umhoefer et al., 2001). En realidad, es durante el Mioceno medio-tardío (~15 - 12 Ma) cuando un arco andesítico se encuentra activo en las inmediaciones de la costa este de Baja California (ver sección 2, Estratigrafía Regional, para Sonora y Umhoefer et al., 2001, para Baja California Sur). El debilitamiento térmico de la corteza provocado por la presencia del Arco Comondú pudo finalmente ser la causa de la focalización de la extensión en región del futuro Golfo de California.

 

6.2. Génesis del magmatismo silícico

El aspecto más peculiar del magmatismo de la SMO es ciertamente la erupción de grandes volúmenes de magma silícico en un tiempo relativamente corto. Estos pulsos ignimbríticos no son cosas comunes en los arcos volcánicos y la discusión sobre su génesis ha sido recurrente en la literatura. La discusión sobre la petrogénesis de los magmas silícicos de la SMO ha sido generalmente polarizada entre dos modelos extremos. El primer modelo prevé que las riolitas se formen esencialmente por fusión parcial de la corteza (e. g., Huppert y Sparks, 1988) en consecuencia del arribo de grandes cantidades de magmas basálticos desde el manto, que proveerían el calor necesario para fundir la corteza (Ruiz et al., 1988a, 1990; Albrecht y Goldstein, 2000; Ferrari et al., 2002). Este modelo ha sido invocado para la generación de otras grandes provincias ígneas silícicas (Graham et al., 1995; Pankhurst y Rapela, 1995; Ewart et al., 1998; Riley et al., 2001; Bryan et al., 2002). En el segundo modelo, las riolitas serían el producto final de la diferenciación de magmas basálticos con poca o nula intervención de la corteza (Cameron y Hanson, 1982; Cameron y Cameron, 1985; Cameron et al., 1980a, 1980b; Cameron y Robinson, 1990; Wark, 1991; Smith et al., 1996). Una limitante de algunos de estos modelos ha sido que las observaciones en que se basan se refieren a sitios muy restringidos y a escalas de tiempo muy limitadas (e. g., unas cuantas muestras de una sección que no rebasa más de 1-2 Ma) y se han generalizados para explicar el origen de grandes volúmenes (>104 km3) de riolitas sobre rangos de tiempos relativamente largos (5-10 Ma). En particular hay que considerar que los estudios existentes sobre la petrogénensis de las riolitas de la SMO se limitan a cuatro sitios en la parte nororiental (Batopilas, Divisadero, San Buenaventura y Tómochic, todos en Chihuahua), un sitio ubicado en Zacatecas, en el extremo oriental de la parte sur de la SMO, y a dos sitios ubicados en la Mesa Central (La Olivina, Chih. y San Luis Potosí, S.L.P.).

La distinción entre los dos términos extremos sobre la generación de ignimbritas riolíticas (anatexis versus cristalización fraccionada) puede parecer relativamente fácil desde un punto de vista isotópico y, de hecho, esto ha sido en enfoque principal bajo el cual se ha tratado el problema para la SMO (Cameron et al., 1980a, 1980b; Cameron y Hanson, 1982; Cameron y Cameron, 1985; Ruiz et al., 1988a, 1990; Cameron y Robinson, 1990; Wark, 1991; Smith et al., 1996; Albrecht y Goldstein, 2000). Este enfoque se basa en la hipótesis de que la corteza continental tiene composiciones isotópicas de 87Sr/86Sr y εNd (y otros sistemas isotópicos) distintas con respecto al manto. En la práctica este enfoque ha dado frecuentemente resultados ambiguos (ver sección 4, Petrología y características geoquímicas del magmatismo de la SMO), porque las riolitas y las raras lavas máficas asociadas han arrojado composiciones isotópicas de Sr y Nd intermedias (e. g., εNd de ~+4 a -4, Figura 11), entre las que se infieren para el manto modificado por la subducción y la corteza paleozoica o mesozoica (especialmente corteza inferior) por la que han pasado (Wark, 1991; Johnson, 1991).

La problemática del origen mantélico versus cortical de las ignimbritas riolíticas de la SMO tiene varias implicaciones que han sido analizadas en la literatura para otras grande provincias ígneas silícicas. Si su generación se debe a la cristalización fraccionada de magmas juveniles del manto, esto implica una significativa transferencia de material y formación de nueva corteza. Por otro lado, si las riolitas son producto exclusivamente de la diferenciación de basaltos, esto requiere de un volumen por lo menos cuatro veces mayor de cúmulos máficos en la corteza (e. g., Cameron et al., 1980a; Cameron y Hanson, 1982; Ruiz et al., 1988a). A su vez si estos residuos máficos se forman cerca de la Moho, esto podría llevar a una inestabilidad convectiva y subsiguiente delaminación de la base de la corteza (e. g., Kay y Mahlburg-Kay, 1991; Kay et al., 1992; Meissner y Mooney, 1998; Jull y Keleman, 2001). Por otro lado, si estos cúmulos se forman en otros niveles de la corteza esto tendría consecuencias sobre la variación de la composición y la estructura térmica de la corteza, y sus propiedades isostáticas, sísmicas y reológicas (Gans, 1997; Gans et al., 1989; Klemperer, 1989; Glazner y Ussler, 1989; Johnson, 1991; Miller y Paterson, 2001). Si las riolitas se han formado esencialmente por fusión parcial de la corteza, se necesita la generación de una cantidad mucho menor de magmas basálticos en el cúmulo residual (Ruiz et al., 1988a), y esto llevaría a un diferente perfil petrológico y reológico de la corteza. Independientemente de si un magma basáltico contribuye con transferencia de calor o de masa a la generación de riolitas, la pregunta relevante es la localización y el destino del material cúmulo residual (Smith et al., 1996; Jull y Keleman, 2001; Ducea, 2002).

En el caso de México, los datos geofísicos sintetizados en este trabajo indican que la corteza en el núcleo no extendido de la SMO tiene mayor espesor respecto a la que se encuentra en sus lados (Figura 6). En la parte norte se tienen ~55 km en la parte no extendida contra ~40 km al este y ~28 a 22 km en la costa del Golfo de California. El espesor del núcleo de la SMO resulta excesivo para una corteza precámbrica o paleozoica normal (e. g., Money et al., 1998). Asimismo, la parte centro y sur de la SMO, presumiblemente subyacida por un basamento post-Paleozoico, tiene un espesor de cerca de 10 km mayor que su contraparte en la Mesa Central (ver también Nieto-Samaniego et al., 1999). Estos espesores anómalos y el fuerte contraste en las velocidades sísmicas de la capa inferior detectadas por Bonner y Herrin (1999) en la parte norte de la SMO, sugieren que la corteza inferior puede haber sido fuertemente intrusionada por magmas máficos. Esta interpretación está reforzada por la existencia en superficie de varias calderas (Figura 6) y de los mayores espesores de ignimbritas. La adición de magmas máficos en la base de la corteza (underplating) puede producir la formación de nueva corteza y, por consecuencia, el hundimiento de la Moho, una situación común a muchos márgenes continentales activos (Klemperer, 1989). El carácter regional de los estudios sísmicos disponibles para la SMO junto a la falta de estimaciones detalladas de los volúmenes de ignimbritas y su equivalente de intrusivos no permiten discriminar entre el modelo de fusión de la corteza o de cristalización fraccionada; sin embargo, la presencia de cantidades significativas de instrusiones máficas en la corteza inferior sugiere que la causa de los pulsos ignimbríticos fue el arribo de grandes cantidades de magmas basálticos desde el manto.

A nivel más general, otra pregunta importante se refiere a ¿qué aspecto controla la generación de riolitas o de basaltos en las grandes provincias ígneas (LIPs por sus siglas en Ingles)?. La fertilidad de la corteza ha sido invocada como factor determinante para la generación de riolitas (Bryan et al., 2002), ya que muchas de las grandes provincias silícicas se encuentran sobre cortezas del Fanerozoico, mientras que las del Arqueano están más comúnmente asociadas a grandes provincias máficas. Adicionalmente, modelados numéricos de la intrusión de magmas máficos en la corteza inferior han demostrado que la presencia de minerales hidratados y de basaltos con alta temperatura y bajo contenido en agua favorecen la fusión de corteza (Annen y Sparks, 2002). En el caso de la SMO, no parece que la presencia de una corteza precámbrica en la parte norte de la provincia haya tenido alguna influencia sobre el tipo de volcanismo, ya que las ignimbritas del Oligoceno se han emplazado con volumen parecido en toda la provincia. Sin embargo, la fertilidad de la litósfera puede haber sido incrementada por fenómenos ocurridos anteriormente a los pulsos ignimbríticos. Humphreys et al. (2003) han propuesto que la subducción subhorizontal de la placa Farallón, ocurrida durante la orogenia Laramide, habría producido una hidratación y fertilización significativa de la placa Norteamericana (precámbrica); posteriormente, una vez removida la placa en el Terciario, el calentamiento inducido por la exposición al manto astenosférico habría redundado en una “explosión” de volcanismo silícico. Este modelo, propuesto para explicar el volcanismo silícico terciario del suroeste de Estados Unidos puede igualmente aplicarse a la SMO, que comparte una historia tectónica similar con el sur de Estados Unidos.

En conclusión, parece evidente que en la SMO existe todo un rango de posibilidades para la generación de magmas silícicos, donde la cristalización fraccionada y la anatexis representan los términos extremos. La información geofísica y los estudios petrogenéticos son todavía escasos para poder definir con mayor precisión donde el proceso de generación de magmas silícicos se acerca más a uno o al otro término extremo. Sin embargo la presencia de (1) firmas isotópicas corticales y diferencias isotópicas entre ignimbritas emitidas a través de diferentes tipo de corteza (McDowell et al., 1997; Albrecht y Goldstein, 2000; Valencia-Moreno et al., 2001), (2) herencias precámbricas, mesozoicas y terciarias en circones magmáticos (McDowell et al., 1997; Bryan et al., 2005), y 3) un volcanismo esencialmente bimodal sin miembros intermedios (andesitas) en el pulso del Oligoceno y Mioceno temprano, sugieren que la asimilación y/o fusión de la corteza debe haber ocurrido en mayor o menor medida en la SMO. En general consideramos que en la SMO la petrogénesis fue dominada por procesos de mezcla y asimilación-cristalización fraccionada a gran escala para producir grandes volúmenes de magmas silícicos y volúmenes menores de magmas basálticos o basáltico-andesíticos con contaminación variable. En detalle, el lugar de la corteza involucrado en la asimilación/fusión es probable que varíe en el tiempo, y que zonas progresivamente más someras sean afectadas a medida que la intrusión de magmas máficos induzca una densificación de la corteza inferior.

 

6.3. Causas geodinámicas del magmatismo y la extensión

Con base en las consideraciones de la sección anterior parece claro que, independientemente del mecanismo responsable de la generación de las riolitas, cada pulso ignimbrítico debe de estar relacionado con el arribo de cantidades significativas de magmas máficos del manto a la base de la corteza. El notable sincronismo y el gran volumen del primer pulso ignimbrítico, que abarca toda la SMO, sugiere que este fenómeno no puede ser la consecuencia de un régimen de subducción “normal”, sino que debe ser el efecto de un mecanismo a escala continental relacionado con la historia tectónica global. Los resultados de distintos estudios de tomografía sísmica indican que el manto subcortical por debajo de la SMO está caracterizado por una anomalía térmica significativa (ver sección 5, La corteza y el manto en la SMO: datos geofísicos), indicativa de la presencia de astenósfera. La evolución tectono-magmática cenozoica de la SMO muestra que esta anomalía térmica es el resultado de la remoción de la placa Farallón desde la base de la placa Norteamericana a mediados del Terciario (e. g., Humphreys, 1995). En México, la remoción de la placa Farallón subducida ocurrió en varias etapas caracterizadas por diferentes mecanismos. La presencia de un arco volcánico en el Eoceno en la parte oriental de la SMO indica que para este tiempo la placa Farallón ya había empezado a despegarse de la placa de Norteamérica. Este episodio volcánico coincide con un primer episodio de disminución de la velocidad de convergencia entre placa Farallón y Norteamérica entre 43 y 39 Ma (Norton, 1995). Por otro lado, el primer pulso ignimbrítico (~32-28 Ma) coincide con un segundo periodo de disminución de la convergencia entre ~33 y 25 Ma (Norton, 1995). La disminución de la velocidad de convergencia está relacionada con el arribo de corteza cada vez más joven y flotante en la paleotrinchera en la víspera del primer contacto entre la Dorsal de Pacífico Oriental con Norteamérica, ocurrido en el sur de California a los ~28 Ma (Atwater y Stock, 1989). La disminución de la velocidad de la subducción provoca, típicamente, el aumento de la inclinación del slab. Este, a su vez, induce una fuerte convección al “succionar” material astenosférico en la cuña del manto que va abriéndose. Lo anterior redunda en un aumento repentino de la fusión parcial del manto, que en tiempos cortos llegaría a generar un pulso ignimbrítico.

El segundo pulso ignimbrítico en la parte sur de la SMO (~ 24-20 Ma) coincide, en buena medida, con la formación de los complejos de núcleo metamórfico (metamorphic core complexes), en la parte norte de la SMO. Durante este periodo la placa Farallón todavía subduce bajo México; sin embargo, la placa del Pacífico y Norteamérica ya han entrado en contacto más al norte, en California. La interacción entre las dos placas provoca la formación de una ventana astenosferica (slab window) frente a la zona de contacto (Atwater y Stock, 1998; Dickinson, 1997, 2002) donde la parte más profunda de la placa en subducción se despega de la parte más somera. Ferrari et al. (2002) proponen que la ruptura en la placa puede haberse propagado hacia el sur-sureste por efecto del aumento del slab pull en la parte todavía unida de la placa en subducción, de manera similar a lo observado en otras áreas del mundo (e. g., Wortel y Spakman, 2000). De esta forma material astenosférico habría fluido en la cuña del manto. En la parte norte de la SMO el flujo de material astenosférico, junto con las fuerzas aplicadas al límite de placa (e. g., Sonder y Jones, 1999), podrían haber provocado la notable extensión que formó a los metamorphic core complexes. En la parte sur de la SMO la ruptura del slab habría provocado un segundo evento de underplating con fusión parcial en la corteza y el subsecuente pulso ignimbrítico.

La revisión de la historia magmática y tectónica de la SMO presentada en este trabajo indica que esta provincia geológica es el resultado de la evolución del sistema de subducción Cretácico-Cenozoico de la placa Farallón por debajo de la placa Norteamericana. En particular, la SMO como una gran provincia ígnea silícica del Oligoceno- Mioceno es el resultado de los eventos ocurridos en el ocaso de la subducción de la placa Farallón. La SMO comparte muchas características con otras grandes provincias silícicas (Tabla 1) que anteceden la formación de márgenes pasivos de tipo volcánico (volcanic rifted margins). En este sentido, los pulsos ignimbríticos de la SMO no constituyen el producto normal de un volcanismo de arco, sino pueden verse como los precursores de la ruptura litosférica que llevó a la formación del Golfo de California.

Agradecimientos

 

Parte de los resultados reportados en este trabajo para el norte y el sur de la SMO son producto de los proyectos CONACyT I29887 T (M. Valencia) y P-0152 T (L. Ferrari). El Centro de Geociencias, UNAM, apoyó trabajo de campo relacionado con este proyecto en Chihuahua, Zacatecas y Jalisco durante 2004. Agradecemos a la Sociedad Geológica Mexicana y los editores de este volumen por haber estimulado la realización de este trabajo, así como las revisiones exahustivas de Chris Henry y Ángel Nieto Samaniego y la revisión informal de Enrique González Torres y Gabriel Chávez Cabello que contribuyeron a mejorar la claridad del trabajo final.

 

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Manuscrito recibido: Febrero 4, 2005
Manuscrito corregido recibido: Octubre 23, 2005
Manuscrito aceptado: Noviembre 25, 2005

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen Conmemorativo del Centenario Temas Selectos de la Geología Mexicana Vol. 57, núm. 3, 2005, p. 319-341 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2005v57n3a4

 La evolución tectónica y magmática cenozoica del suroeste de México: avances y problemas de interpretación

 Dante Jaime Morán-Zenteno^1,*, Mariano Cerca^1,2, John Duncan Keppie¹

¹ Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510, México D.F.
² Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro, Qro. 76230, México.

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Resumen

Los avances recientes en el conocimiento de la estructura y la estratigrafía cenozoicas del sur de México revelan una evolución caracterizada por eventos de deformación orogénica iniciados en el Cretácico Tardío, seguidos por episodios de truncamiento de la margen continental y extinción gradual del magmatismo de arco en la Sierra Madre del Sur, antes del desarrollo del Faja Volcánica Transmexicana. La deformación orogénica que se inició en el Cretácico Tardío es contemporánea y de orientación similar a la orogenia Laramide. Se caracteriza por un acortamiento E-W con vergencia al este y una migración de la deformación también hacia el este. Los modelos que relacionan el origen de la deformación laramídica a la disminución en el ángulo de subducción de la placa de Farallón no pueden aplicarse en esta región, en virtud de la presencia de magmatismo de arco en posiciones relativamente cercanas a la paleotrinchera durante el Paleoceno y el Eoceno temprano. La posibilidad de que esta deformación se deba a la colisión de un arco insular en la margen continental occidental no parece ser viable por la ausencia de rasgos o asociaciones petrológicos típicos de una sutura por el cierre de una cuenca oceánica. El patrón de extinción general del magmatismo desde el Cretácico Tardío y Paleoceno en Colima y Jalisco, hasta el Mioceno medio en la parte central y suroriental de Oaxaca, presenta a la luz de los datos geocronológicos recientes, variaciones que rompen con un esquema simple de extinción hacia el ESE. El plutonismo del Maastrichtiano-Paleoceno temprano reconocido en la región del bloque Jalisco y Manzanillo coexistió con un episodio magmático de la misma edad en la parte central de la Sierra Madre del Sur, para el cual se han reportado algunas afinidades adakíticas. El magmatismo en el intervalo entre el Paleoceno y el Eoceno medio parece estar concentrado en la zona de la Presa del Infiernillo, aunque existen centros aislados en zonas como Taxco o el oriente del bloque Jalisco. Finalmente, el eje principal del magmatismo entre el Eoceno medio y el Oligoceno, se desarrolló a lo largo de la margen continental actual pero también hubo considerable volcanismo en una franja ubicada a 200 km hacia el interior del continente. En general, los caracteres geoquímicos de este magmatismo indican una baja asimilación de la corteza continental antigua. Para el Eoceno e inicios del Oligoceno se han reconocido dos episodios de fallamiento lateral, principalmente izquierdo, que variaron en tiempo y espacio y que activaron fallas de orientación al NW y N-S sucesivamente. Este último conjunto de fallas parece haber sido activo sólo en el norte de la Sierra Madre del Sur, mientras que el primero siguió activo durante el Oligoceno en la margen continental de Oaxaca. El reconocimiento de estos episodios de deformación sugiere que las direcciones de extensión relacionadas al fallamiento lateral variaron de NNW-SSE a NE-SW, y que localmente activaron fallas normales en discontinuidades preexistentes. Existen todavía problemas fundamentales respecto a la interpretación de los procesos de tectónica de placas que originaron los regímenes de esfuerzos que activaron los diferentes conjuntos de fallas que han sido documentados hasta ahora, así como sobre los factores que causaron los patrones de migración magmática observados. Por una parte, han permanecido inciertos algunos de los argumentos sostenidos para postular la presencia del bloque de Chortis, durante el Cenozoico temprano, frente a la actual margen continental del suroeste de México. Por otro lado, los modelos que explican los desplazamientos restringidos con respecto al bloque Maya y sin una yuxtaposición con la margen SW de México, sugieren más bien un truncamiento continental producido esencialmente por erosión por subducción pero dejan abiertas las causas de la migración magmática observada.

Palabras clave: Sur de México, magmatismo de arco, deformación, tectónica, Cenozoico.

 

Abstract

Recent advances in the knowledge of the Cenozoic structure and stratigraphy of southern Mexico reveal a geological evolution characterized by Late Cretaceous orogenic deformation, followed by truncation of the continental margin and gradual extinction of arc magmatism in the Sierra Madre del Sur, previous to the onset of magmatism in the Trans- Mexican Volcanic Belt. Orogenic deformation beginning in the Late Cretaceous was coeval with the Laramide orogeny and displays structures with a similar orientation. Deformation consisted of E-W shortening with a general eastward vergence and a well defined migration to the east. Models that associate the origin of Laramide deformation to a decrease in the angle of subduction of the Farallon plate, which was converging in western Mexico, cannot be applied in this region because of the occurrence of Paleocene to early Eocene arc magmatism near the inferred paleotrench. A possible origin related to the collision of an insular arc against the western margin of Mexico does not seem plausible due the absence of features and petrogenetic associations indicating the closure of an oceanic basin. In light of recent geochronological data, the general pattern of magmatism extinction, from Late Cretaceous-Paleocene in Colima and Jalisco to the middle Miocene in central and southeastern Oaxaca, presents variations inconsistent with a simple pattern of extinction toward the east-southeast. Maastrichtian to early Paleocene plutonism recognized in the Jalisco block and Manzanillo areas is contemporaneous with a magmatic episode with some documented adakite affinities in the central part of the Sierra Madre del Sur. Magmatism from the Paleocene to middle Eocene seems to be concentrated in the Presa del Infiernillo area, although isolated centers existed in areas such as Taxco or the eastern Jalisco block. Finally, the main axis of magmatism between the middle Eocene and Oligocene developed along what is now the present day continental margin and also within a band located 200 km inland. In general, the geochemical characteristics of this magmatism indicate a low degree of continental crustal assimilation. Two episodes of principally sinistral lateral faulting that activated NW-SE and later N-S oriented faults, with variations in time and space, have been documented during the Eocene and the beginning of the Oligocene. The N-S set of faults was active only in the north of the Sierra Madre del Sur, whereas the activity of the NW-SE set continued during the Oligocene along the Oaxaca continental margin. The recognition of these deformation episodes suggests that extension directions related to lateral faulting changed from NNW-SSE to NE-SW, and locally activated normal displacements on pre-existing discontinuities. Fundamental problems still exist in the interpretation of the plate tectonic processes that originated the stress regimes acting on the different sets of faults, as well as in the knowledge of the factors influencing the migration of magmatism. Some of the arguments used to postulate the presence of the Chortis block off the southwestern Mexico continental margin during the early Cenozoic are uncertain. On the other hand, models that explain restricted displacements of the Chortis block with respect to the Maya block without juxtaposition with the southwestern margin of Mexico suggest that continental truncation was essentially caused by subduction erosion but leave open the interpretation of the observed magmatic migration.

Keywords: Southern Mexico, arc-magmatism, deformation, tectonics, Cenozoic.

 

1. Introducción

El conocimiento sobre la estructura y la evolución geológica cenozoica del sur de México ha experimentado progresos significativos durante los últimos años. A pesar de que existen todavía zonas sin una descripción geológica detallada, se han formulado modelos generales de evolución tectónica basados en: (1) observaciones y datos sobre rasgos clave de la corteza continental y, (2) las inferencias sobre la cinemática de las placas tectónicas en el entorno oceánico. Existen todavía importantes controversias sobre aspectos significativos de la evolución geológica de esta región, pero la creciente información disponible ha llevado a un nivel más profundo la discusión. Uno de los antecedentes más notables fue la identificación, a partir de la década de los años ochenta, de contrastes petrotectónicos y geocronológicos en las rocas del basamento premesozoico que definen un mosaico de terrenos para esta región (Ortega- Gutiérrez, 1981; Campa y Coney, 1983; Sedlock et al., 1993; Keppie, 2004) (Figura 1). El reconocimiento de este basamento de características contrastantes ha permitido comprender mejor algunos aspectos de la evolución tectónica mesozoica y cenozoica del sur de México. Otros antecedentes importantes son los trabajos en los que se han reconocido y descrito los aspectos generales de la estratigrafía cenozoica en diferentes zonas del sur de México (i. e., Fries, 1960, 1966; De Cerna y Fries, 1981; Ferrusquía- Villafranca, 1976, 1992; Martiny et al., 2000) y en los que se describen algunos rasgos tectónicos sobresalientes (Ratschbacher et al., 1991; Tolson et al., 1993; Riller et al., 1993; Meschede et al., 1996; Nieto-Samaniego y AlanizÁlvarez, 1995; Alaniz-Álvarez et al., 2002; Cerca et al., 2004). Existen además numerosas contribuciones recientes sobre la geocronología y la geoquímica de las rocas magmáticas cenozoicas en esta región que han permitido definir patrones espacio-temporales de la actividad magmática y algunos de los aspectos petrogenéticos más sobresalientes (i. e., Herrmann et al., 1994; Schaaf et al., 1995; Morán- Zenteno et al., 1999, 2004; Martiny et al., 2000; Ferrari et al., 1999; Meza-Figueroa et al., 2003; González Partida et al., 2003; Ducea et al., 2004a). Una referencia importante para la interpretación sobre la evolución geológica del sur de México son los estudios sobre rasgos estructurales de la corteza oceánica y su edad, así como la cinemática de las placas en el entorno del sur de México (Figura 1). A partir de esta información se han generado modelos que han causado una influencia importante en las interpretaciones tectónicas cenozoicas para la región (Malfait y Dinkelman, 1972; Anderson y Smith, 1983; Ross y Scotese, 1988; Pindell et al., 1988; Pindell y Barret, 1990; Keppie y Morán -Zenteno, 2005).

Existe un registro amplio de rocas volcánicas y plutónicas para el sur de México, así como una diversidad de secuencias sedimentarias continentales, tanto asociadas a extensión en zonas de fallamiento lateral, como cuencas intermontanas y reactivación de fallas preexistentes. Los procesos de levantamiento y denudación en el sur de México que se iniciaron desde el final del Cretácico han propiciado la acumulación de secuencias continentales, aunque en la mayoría de los casos estas potentes secuencias se conservan sólo localmente.

Los estudios sobre la deformación y el magmatismo del sur de México han mostrado que la región ubicada al sur de la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM), aunque comparte algunas características estratigráficas y magmáticas con el norte de México, manifiesta diferencias sobresalientes en su evolución tectónica. Estas diferencias parecen estar definidas principalmente por la influencia de las interacciones tectónicas en la margen del Pacífico, diferentes en el sur de México con respecto a las del norte de México, y por las variaciones en el basamento y en las estructuras tectónicas preexistentes. Aunque no se ha estudiado con detalle, las diferencias en las estructuras durante el emplazamiento de magmas que implican un cambio en el estilo tectónico del sur con respecto al norte de México son evidentes durante el Eoceno u Oligoceno (i. e., Nieto-Samaniego et al., 1999; Ferrari et al., 2002; Alaniz-Álvarez et al., 2002; Morán- Zenteno et al., 2004). En este trabajo se presenta una revisión sobre el estado actual del conocimiento acerca de la evolución geológica cenozoica del sur de México, y se plantean las principales interrogantes respecto a los diferentes episodios tectónicos y magmáticos que se han reconocido en la región. La revisión se enfoca principalmente en la Sierra Madre del Sur que, para los objetivos de este trabajo, se asume como la región montañosa limitada por la FVTM al norte, el Istmo de Tehuantepec y la Sierra de Juárez (terreno Juárez) al este, y la margen continental del Pacífico, al sur (Figura 1). La revisión no incluye la evolución de la FVTM porque se trata de un problema complejo que merece un tratamiento aparte. Tampoco se discute la evolución de las regiones de Chiapas, la llanura costera del Golfo de México ni la península de Yucatán, porque en su evolución intervinieron factores tectónicos del ámbito del Golfo de México y requieren también de un tratamiento aparte. Este trabajo no pretende ser exhaustivo en cuanto a compilar la mayor parte de los datos disponibles, pero si se intenta delinear las tendencias generales en las interpretaciones, además de comentar algunos de los datos y rasgos más relevantes. La información más importante sobre la edad y geoquímica de las rocas del sur de México puede ser consultada en artículos y bases de datos disponibles (i. e. Schaaf et al., 1995; Morán Zenteno et al., 1999; Garduño-Monroy et al., 1999; Ferrari et al., 1999 y la base de datos correspondiente; así como en la Western North America volcanic and intrusive rock database, http://navdat.geongrid.org/.

Figura 1. Principales rasgos tectónicos del entorno oceánico actual del sur de México. También se muestra la distribución de los terrenos tectonoestratigráficos pre-cenozoicos (modificado de Campa y Coney, 1983). SMO, Sierra Madre Occidental; FVTM, Faja Volcánica Transmexicana; G, terreno Guerrero; Mi, terreno Mixteca; O, terreno Oaxaca; J, terreno Juárez; X, terreno Xolapa; M, terreno Maya. ZF, zona de fractura.

 

2. Estructura cortical y entorno tectónico

Con base en los contrastes petrológicos, tectónicos y geocronológicos de los segmentos de basamento premesozoico aflorantes, y tomando en cuenta los cambios en la naturaleza petrotectónica de las rocas mesozoicas que cubren y bordean el basamento antiguo, la corteza superior del sur de México ha sido subdividida en cinco terrenos tectonoestratigráfi cos: Oaxaca, Mixteca, Guerrero, Xolapa y Juárez (Campa y Coney, 1983) (Figura 1). Posteriormente, Sedlock et al. (1993) proponen una subdivisión similar con algunas variaciones en la posición de los contactos entre terrenos. El carácter tectónico y localización de los contactos entre estos terrenos han sido objeto de controversia (i. e., Sedlock et al., 1993; Centeno-García et al., 1993a; Lang et al., 1996; Freydier, et al., 1996; Elías Herrera et al., 2000; Cabral-Cano et al., 2000, Keppie, 2004); sin embargo, existe un consenso respecto a la existencia de contrastes litológicos a nivel de las rocas expuestos en superfi cie. Las interpretaciones sobre los contrastes corticales basados en datos geofísicos son escasas. Algunos modelos de la litósfera basados en perfiles magnetotelúricos han revelado que ciertos cambios laterales significativos en la conductividad eléctrica no siempre coinciden con los límites propuestos para los terrenos tectonoestratigráficos (Jording et al., 2000).

De manera simplificada se puede decir que en el sur de México los terrenos Guerrero y Juárez, que tienen una cobertura cretácica importante, delimitan con sus flancos oriente y poniente, respectivamente, a un núcleo del basamento premesozoico compuesto por los complejos metamórficos que conforman los terrenos Mixteco y Oaxaca, cuya cobertura cretácica es de espesor considerablemente menor. Los límites entre estos terrenos están caracterizados por estructuras con una orientación ~N-S. Estas estructuras se encuentran truncadas hacia el sur por los afloramientos del terreno Xolapa que definen una franja paralela a la trinchera. En efecto, uno de los detalles más sobresalientes de la corteza del sur de México es el carácter truncado y exhumado de la margen continental del Pacífico (Bellon, et al., 1982; Morán Zenteno et al., 1996). La presencia abundante de rocas plutónicas del Cenozoico a lo largo de la margen, desde Manzanillo al Istmo de Tehuantepec, y del batolito del Cretácico Tardío de Puerto Vallarta, en la región de Jalisco (Figura 2), revela el levantamiento diferencial que ha tenido la margen continental con respecto a la zona interior, en donde se encuentran expuestas principalmente secuencias sedimentarias y volcánicas del Cretácico y Cenozoico. La distribución de rocas plutónicas de arco en la zona litoral, y aún en la zona marina cercana a la trinchera (Bellon et al., 1982), ponen de manifiesto, además de la exhumación de la margen continental, el avance que ha tenido la trinchera hacia el continente.

El truncamiento de la margen continental del Pacífico en el sur de México ha sido asociado de manera reiterada a la remoción del bloque de Chortis de la margen continental del sur de México (Malfait y Dinkelman, 1972; Ross y Scotese, 1988; Pindell et al., 1988, Schaaf et al., 1995) (Figura 3a). La migración del magmatismo de la Sierra Madre del Sur hacia el sureste y la presencia de zonas de cizalla con componente lateral izquierda han sido relacionadas con esta hipótesis (Herrmann et al., 1994; Schaaf et al., 1995; Morán- Zenteno et al., 1996). Sin embargo, el polo de rotación promedio estimado para la placa del Caribe con respecto a Norteamérica (Pindell et al., 1988) no es compatible con este desplazamiento si el bloque de Chortis hubiera sido parte de esta placa a partir del Eoceno-Oligoceno.

La tasa baja de acumulación de sedimentos en el prisma desarrollado en la trinchera confirma que existe una erosión por subducción activa en esta región (Ducea et al., 2004b). De acuerdo con los modelos basados en perfiles sísmicos a lo largo de la zona costera del oriente de Guerrero y Oaxaca, la corteza continental tiene entre 15 y 20 km de espesor (Nava et al., 1988). Los modelos sobre la geometría de la zona de subducción indican una amplia zona de contacto de la base de la corteza con el segmento subducido de la placa de Cocos por lo menos hasta distancias de 100 km de la costa (Valdés, et al., 1986; GEOLIMEX working group, 1994; Pardo y Suárez, 1995). Estas interpretaciones implican que ocurrieron cambios significativos en la geometría de la subducción posteriores al desarrollo del arco magmático representado por los plutones terciarios de la margen continental.

Figura 2. Mapa geológico esquemático del sur de México que muestra la distribución de las rocas magmáticas cenozoicas (modificado de Ortega-Gutiérrez et al., 1992 y Morán Zenteno et al., 2003).

 

La disminución en el ángulo de subducción y el desplazamiento de la trinchera hacia el continente, también implican la remoción de un segmento de la cuña del manto y la parte inferior de la corteza continental en la zona de la margen continental actual. De acuerdo con el modelado gravimétrico de Urrutia-Fucugauchi y Flores Ruiz (1996) y el modelado sísmico de Valdés et al. (1986), el espesor de la corteza continental, de la costa al sector este de la Faja Volcánica Transmexicana, varía de 20 a 45 km, mientras que en la parte oriental de la Faja Volcánica Transmexicana alcanza hasta 50 km.

En la actualidad, la litósfera oceánica que subduce a lo largo de la trinchera de Acapulco está dividida en los segmentos correspondientes a la placa de Cocos y a la placa de Rivera (Figura 1). La placa de Cocos tiene un desplazamiento relativo con respecto a la zona continental de México definido por un polo de rotación ubicado frente a las costas de Baja California. Su velocidad de convergencia varía de NW a SE de 5.5 a 6.8 cm/año (Pardo y Suárez 1995; DeMets y Traylen, 2000). La placa de Rivera subduce a la placa de Norteamérica a lo largo del segmento de trinchera correspondiente a la zona de Jalisco y según un polo de rotación ubicado cerca de la boca del Golfo de California (DeMets y Stein, 1990; DeMets y Wilson; 1997). La velocidad de convergencia de la placa de Rivera frente a la costa de Manzanillo ha sido calculada en 3.8 cm/año (DeMetz y Traylen, 2000). A lo largo de la trinchera Mesoamericana en el sur de México inciden las zonas de fractura Rivera, Orozco y O’Gorman (Figura 1), la primera de la cuales representa el límite entre las placas de Rivera y Cocos y cuya subducción ha inducido extensión en la zona continental (Ferrari et al., 1994; Bandy et al., 1995). Para las zonas continentales ubicadas frente a las fracturas de Orozco y O’Gorman no se han reconocido hasta ahora rasgos geológicos que resultaran de su intersección con la trinchera. En la zona del Istmo de Tehuantepec incide en forma oblicua la prominencia lineal correspondiente al a la zona de fractura de Tehuantepec. El punto en la que esta fractura intercepta a la trinchera coincide aproximadamente con lo que ha sido considerado la unión triple difusa de las placas del Caribe, Norteamérica y Cocos, así como con un cambio notable en el ángulo de subducción (10° al oeste de este punto y 45° al este) (Pardo y Suárez, 1995). Debajo del Istmo de Tehuantepec se define una zona lineal con sismicidad frecuente que es perpendicular a la trinchera (Ponce et al., 1992). Las fallas cenozoicas de desplazamiento principalmente izquierdo reconocidas en el sureste de Oaxaca y en Chiapas, han sido principalmente relacionadas a la evolución reciente del punto triple trinchera-trincheratransforme (Delgado Argote y Carballido Sánchez, 1990; Tolson, 1998; Guzmán Speziale y Meneses Rocha, 2000). Barrier et al. (1998) han reconocido, por otra parte, una zona de falla normal del Mioceno-Plioceno con dirección N-S en el Istmo de Tehuantepec que han atribuido a la influencia de la subducción de la fractura de Tehuantepec y los cambios en la geometría de la placa subducida. Estos autores atribuyen, además, la extensión N-S más reciente en el Golfo de Tehuantepec a la influencia del movimiento hacia el este de la placa del Caribe.

De acuerdo a las interpretaciones basadas en la edad y configuración de las anomalías magnéticas del piso oceánico, la cinemática de los segmentos de litósfera oceánica subducida a lo largo de la trinchera ha sufrido transformaciones relacionadas con saltos de diferentes segmentos de la Dorsal del Pacífico del Este en episodios que ocurrieron hace 25, 12.5–11 y 6.5–3.5 Ma (Mammerickx y Klitgor, 1982). Estos episodios se asociaron a cambios en los polos de rotación, pero también implicaron la segmentación de la antigua placa de Farallón en las placas de Cocos y Rivera. No se tienen evidencias firmes de que los cambios en la cinemática de los segmentos de litósfera oceánica del Pacífico hayan sido los causantes de los cambios en la geometría de la subducción, pero la simultaneidad aparente en estos cambios y las variaciones introducidas en la velocidad de convergencia, sugieren una relación causa-efecto.

Figura 3. Reconstrucciones tectónicas para el Eoceno que muestran las posiciones alternativas que se han sugerido para el bloque Chortis (en gris). La figura (a) corresponde a la reconstrucción de Schaaf et al. (1995), modificada de la reconstrucción previa de Ross y Scotese (1988), y basada en los patrones de extinción magmática documentados con fechamientos isotópicos. La figura (b) corresponde a la reconstrucción alternativa de Keppie y Morán-Zenteno (2004) basada en un polo de rotación promedio del Eoceno ubicado cerca de Santiago de Chile (Pindell et al., 1988), definido por la traza general del límite entre las placas del Caribe y Norteamérica. La terminación occidental del sistema de fallas Polochic- Motagua con concavidad al norte es diferente a la fosa del Cayman y puede deberse a la interacción transpresiva reciente (Neógeno) del bloque de Chortis con el segmento chiapaneco del bloque de Yucatán.

 

3. Deformación orogénica de fines del Cretácico y establecimiento del dominio continental

Hacia el Cretácico Tardío, un evento mayor de deformación progresiva por acortamiento, con dirección de transporte predominante hacia el este-noreste provocó el plegamiento y cabalgamiento de las secuencias marinas del Mesozoico y anteriores. Este evento ha sido relacionado con la orogenia Laramide del suroeste de la cordillera norteamericana por su edad y estilo similares (Campa et al., 1976; Campa y Ramírez, 1979; Salinas-Prieto et al., 2000; Dickinson et al., 2001). En la Sierra Madre del Sur, las evidencias del acortamiento se presentan en una amplia zona entre los estados de Michoacán y Veracruz, aunque es en el estado de Guerrero donde ha sido estudiado recientemente con mayor detalle (Lang et al., 1996; Cabral-Cano et al., 2000a; Salinas-Prieto et al., 2000; Elías-Herrera et al., 2000).

El estilo estructural en el sur de México consiste en pliegues y cabalgaduras de bajo ángulo con orientación aproximada norte-sur y dirección predominante de transporte tectónico hacia el oriente, con fallas asociadas de desplazamiento lateral. También se ha documentado una vergencia opuesta en la zona de Teloloapan, interpretada como resultado del acortamiento progresivo (Salinas-Prieto et al., 2000), y en la zona de la Plataforma Guerrero- Morelos, interpretada como resultado del contraste lateral de resistencia entre las secuencias marinas mesozoicas y las rocas metamórficas del Complejo Acatlán (Cerca et al., 2004).

Las diferencias en el estilo estructural asociadas con cambios litológicos y de topografía permiten dividir los afloramientos con estructuras de acortamiento de la Sierra Madre del Sur en tres zonas (Figura 4). La zona occidental incluye las estructuras de bajo ángulo y orientación nortesur, que afloran desde la zona de Arcelia hasta la parte media de la Plataforma Guerrero Morelos, al oriente de la cabalgadura de Teloloapan. Las estructuras principales en esta zona involucran la deformación de rocas de la cobertura cretácica. En algunas zonas específicas como en Tejupilco, Estado de México (Elías-Herrera et al., 2000), Pinzón Morado, Guerrero (Consejo de Recursos Minerales, 2000), y Arteaga, Michoacán (Centeno-García et al., 1993b), se encuentran expuestas rocas sedimentarias metamórficas de edad precretácica que conforman altos estructurales del basamento. Cabe señalar que la zona al poniente de Arcelia se encuentra cubierta por extensos depósitos continentales que aparentemente varían en edad desde el Cretácico más tardío hasta el Paleógeno (Jansma y Lang, 1997). En la región de Tiquicheo, Benammi, et al. (2005) han reportado recientemente el hallazgo de restos de dinosaurios del Cretácico Tardío en capas continentales que cubren en discordancia a secuencias plegadas del terreno Guerrero, lo que indica que la deformación orogénica principal culminó antes del final del Cretácico en esa región.

En contraste, la zona central se encuentra asociada a extensos afloramientos de un núcleo metamórfico premesozoico (Figura 4). Incluye parcialmente las estructuras en la zona oriental de la Plataforma Guerrero-Morelos y los afloramientos de rocas metamórficas al oriente de la falla Oaxaca. En esta zona se observan las perturbaciones más evidentes del patrón laramídico de orientación norte-sur observado al poniente, provocadas probablemente por desplazamientos verticales y laterales del núcleo metamórfico durante una fase de deformación en el Paleógeno (Cerca et al., 2004). De acuerdo a este autor, el fuerte contraste mecánico entre el núcleo metamórfico y las secuencias sedimentarias adyacentes controló la concentración de la deformación en los bordes del bloque más competente. De esta manera, la geometría de las estructuras de acortamiento en esta zona está definida por pliegues y cabalgaduras que definen una saliente en forma de arco convexo hacia el norte, con vergencia radial hacia el exterior del bloque y la deformación dentro del bloque es menos intensa. Por ultimo, la zona oriental comprende las estructuras entre la Sierra de Juárez, Sierra de Zongolica y la cabalgadura de Vista Hermosa (Figura 4). El estilo estructural predominante en esta zona consiste de un cinturón de pliegues y cabalgaduras con una orientación general noroestesureste y una vergencia principal hacia el noreste. En esta zona se ha interpretado que la fase tectónica es continua hasta el Eoceno (Meneses-Rocha et al., 1996; Eguiluz de Antuñano et al., 2000).

La edad de la deformación laramídica ha sido delimitada en la cordillera norteamericana entre 75 y 35 Ma (Dickinson et al., 1988; Bird, 1998) con un máximo de deformación en el Eoceno en el frente orogénico de la Sierra Madre Oriental (Eguiluz de Antuñano et al., 2000 y referencias citadas en ese trabajo). En el sur de México, se ha interpretado que el acortamiento comienza con el ahogamiento de las plataformas de carbonatos y el inicio de la sedimentación clástica que se ha ubicado en la frontera Cenomaniano–Turoniano (ca. 93 Ma) (Hernández-Romano et al., 1997; Aguilera-Franco y Hernández-Romano, 2004) o en la frontera Turoniano–Coniaciano (ca. 89 Ma) (Lang y Frerichs, 1998). Esta edad es consistente con las edades mas jóvenes de la secuencia volcánica submarina plegada del Cretácico que alcanzan entre 93 y 88 Ma en la zona de Teloloapan y Arcelia (Delgado-Argote et al., 1992; Elías- Herrera et al., 2000; Cabral-Cano et al., 2000a).

Las edades reportadas de finalización de la orogenia Laramide en el sur de México parecen migrar de poniente a oriente. En la zona occidental del sur de México hay edades de magmatismo considerado postorogénico desde el final del Maastrichtiano en la zona occidental (Ortega- Gutiérrez, 1980; González-Partida et al., 2003; Levresse et al., 2004; Cerca et al., 2004). También dentro de esta zona hay algunas estructuras como el pliegue de Tzitzio, cuya cinemática y edad de deformación no están bien comprendidas y parecen constituir una anomalía con respecto al patrón de deformación progresiva por acortamiento en la región. Los datos palinológicos sugieren que las secuencias continentales involucradas en la deformación por acortamiento de la zona de Tzitzio alcanzan una edad paleocénica (Altamira-Areyan, 2002). Por otro lado, en la zona de Zongolica y aún más al oriente, se ha propuesto que la deformación llega hasta el Eoceno tardío (Mossman y Viniegra, 1976; Eguiluz de Antuñano et al., 2000). A nivel general, durante y hacia el final del proceso de deformación, el medio ambiente de depósito cambió en la Sierra Madre del Sur progresivamente de marino a continental. El establecimiento del dominio continental migró de poniente a oriente y los nuevos productos volcánicos y sedimentos fueron depositados en cuencas intermontanas (Figuras 5 y 6).

 

4. Magmatismo y sedimentación continental del Maastrichtiano-Paleoceno

La información geocronológica reciente revela que durante el Maastrichtiano y Paleoceno, el magmatismo tenía una distribución más amplia de lo que se había supuesto. Hasta ahora se pueden delinear dos zonas principales de actividad ígnea de arco. Por una parte, existen extensos cuerpos plutónicos y algunas rocas volcánicas de este intervalo en una amplia región en Jalisco, Colima y Michoacán (Schaaf et al., 1995; Moran-Zenteno et al., 1999 y referencias incluidas). Por otra parte, se han reconocido intrusivos y rocas volcánicas de menor volumen en la región de Guerrero y Estado de México ubicada entre los meridianos 99° y 100° (Figura 7a).

En la porción occidental de la Sierra Madre del Sur, se han documentado secuencias de rocas que registran el intervalo de tiempo entre el Maastrichtiano y el Eoceno tardío, y consisten principalmente de depósitos sedimentarios de ambiente continental, con rocas volcánicas intercaladas (e. g., Grupo Balsas, Formación Tetelcingo) (Fries, 1960; Ortega Gutiérrez, 1980) (Figuras 5 y 6). El espesor considerable de estas secuencias sugiere que rellenaron cuencas continentales. Estas cuencas se encontraban limitadas por pliegues y cabalgaduras formadas durante la deformación laramídica y por fallas transcurrentes y normales contemporáneas a su depósito (Figuras 5 y 6).

Desde las primeras descripciones del Grupo Balsas se consideró que algunas de las rocas sedimentarias en la base podrían incluir rocas del Cretácico Superior (Fries, 1960).

Figura 4. Esquema que muestra las estructuras de acortamiento documentadas que afectan a las rocas del Cretácico Superior y Paleógeno en el sur de México (Cerca et al., 2004). Las líneas punteadas de color gris indican las fronteras de los terrenos tectonoestratigráficos modificadas a partir de Campa y Coney (1983) y Sedlock et al. (1993). Los terrenos se indican con las letras mayúsculas: G, Guerrero; Mi, Mixteco; O, Oaxaca; J, Juárez; M, Maya; y X, Xolapa. Las líneas punteadas de color negro indican los límtes aproximados de afloramientos de rocas premesozoicas, mientras que las líneas discontinuas indican las zonas donde rocas paleozoicas cabalgan sobre rocas mesozoicas. Las estructuras fueron compiladas de: 1) Montiel-Escobar et al. (2000); 2) Altamira-Areyán (2002); 3) Elías-Herrera et al. (2000); 4) Salinas-Prieto et al. (2000); 5) Cabral-Cano et al. (2000b); 6) Rivera-Carranza et al. (1997); 7) Campa-Uranga et al. (1998); 8) Cerca et al. (2004); 9) Monroy y Sosa (1984); 10) Meneses-Rocha et al. (1994); 11) González-Ramos et al. (2001); y referencias incluidas en esos trabajos.

Figura 5. Esquema estructural simplifi cado de la zona de la Plataforma Guerrero Morelos, adyacente al fl anco poniente del terreno Mixteco. En esta fi gura
se muestra la distribución aproximada de algunas cuencas (en gris) con registro sedimentario del Paleógeno. Estas cuencas se encuentran delimitadas
por estructuras de acortamiento y son afectadas por fallas con desplazamiento lateral (modifi cado de Cerca et al., 2004).

 

Las edades de rocas volcánicas e intrusivas entre 67 y ~55 Ma, distribuidas desde la zona de Mezcala hasta la región de Acapulco (Ortega-Gutiérrez, 1980; Morán-Zenteno, 1992; Meza- Figueroa et al., 2003; González-Partida et al., 2003; Tritlla et al., 2003; Ducea et al., 2004a), sugieren que un episodio magmático regional ocurrió al finalizar el acortamiento Laramide en esta región (Figura 7a). En la zona de Mezcala (Figura 7a) las rocas intrusivas se encuentran emplazadas en lineamientos orientados noroeste-sureste, las cuales cortan a las cabalgaduras, y han arrojado edades de enfriamiento Ar–Ar (biotita) y de U–Pb (circones) entre 68 y 60 Ma (Meza-Figueroa et al., 2003; González-Partida et al., 2003;). Algunas de las peculiaridades mineralógicas y químicas de estas rocas se han interpretado como características de intrusivos adakíticos, producto de la fusión parcial de la placa subducida en la transición anfibolita-eclogita que reaccionó con una cuña de manto al terminar la subducción horizontal (González- Partida et al., 2003). Según Meza-Figueroa et al. (2003), la diferencia en las características geoquímicas con respecto a los plutones del Terciario medio indica también diferentes orígenes petrogenéticos. De edad similar a estos intrusivos, en la zona del Alto Río Balsas, se encuentra una secuencia volcánica y sedimentaria llamada Formación Tetelcingo. Ortega-Gutiérrez (1980) dividió esta secuencia volcánica en tres partes sucesivas, brechas y tobas, lavas y brechas, y brechas piroclásticas. Las lavas varían de composición entre andesítica y riolítica (De Cserna et al., 1980). Entre las lavas hay estratos potentes de brechas volcánicas y sedimentos de ambiente lacustre-fluvial, principalmente conglomerados. Las edades K–Ar para la base y en la mitad de la secuencia son 68.8 ± 2.4 y 66 ± 2.3 Ma, respectivamente (Ortega-Gutiérrez, 1980).

Edades similares o cercanas se han documentado en Peña Colorada, Colima (Tritlla et al., 2003 y referencias incluidas), en rocas volcánicas al norte de Zihuatanejo, Guerrero (Garduño-Monroy et al., 1999), en intrusivos extensos en el bloque Jalisco (Schaaf et al., 1995), y en algunos plutones de la región de Acapulco (Morán-Zenteno et al., 1992; Ducea et al., 2004a) (Figura 7a).

Figura 6. Mapa esquemático de la porción norte-central de la Sierra Madre del Sur en el que se muestra la distribución de las rocas volcánicas del Paleógeno y los depósitos sedimentarios continentales del intervalo Cretácico Tardío-Eoceno. Se muestran también las principales estructuras tectónicas del Cenozoico. Modificado de la Carta Geológica Cuernavaca del Consejo de Recursos Minerales, incluye datos de Alaníz-Alvarez et al. (2002) y Morán-Zenteno et al. (2004).

 

Aunque la geometría y el volumen de los productos de este episodio magmático son desconocidos, y las exposiciones se encuentran en áreas relativamente restringidas, la distribución geográfica amplia de las muestras sugiere que fue un evento de escala regional. En la zona de Mezcala, los intrusivos se encuentran relacionados aparentemente con estructuras con orientación noroeste-sureste (González-Partida et al., 2003), oblicuas con respecto a las estructuras de acortamiento. Se ha documentado que las estructuras eocénicas con esta orientación, en la parte norte de la Sierra Madre del Sur, son consistentes con un régimen de desplazamiento lateral (Morán-Zenteno et al., 1999; Alaniz-Álvarez et al., 2002). Si las rocas volcánicas del Maastrichtiano-Paleoceno también se emplazaron en estructuras localizadas dentro de un régimen de desplazamiento lateral, esto podría tener implicaciones tectónicas importantes. Se puede especular que un aumento en el ángulo de subducción de la placa de Farallón haya ocurrido al final del acortamiento laramídico (Maastrichtiano- Paleoceno). Las diferencias de ángulo y velocidad entre segmentos de la placa pudieron generar discontinuidades perpendiculares a la trinchera, donde se emplazaron cuerpos magmáticos (Cerca et al., 2004). Sin embargo, un aumento en el ángulo de subducción no explica satisfactoriamente la migración hacia el sureste en la edad de los plutones a lo largo de la costa desde el Cretácico Tardío, ni la presencia de dos zonas magmáticas de edad similar (Paleoceno- Eoceno temprano), ubicadas a distancias diferentes de una eventual paleotrinchera con orientación norte-sur (Figura 7a). La presencia de estas dos zonas magmáticas del Paleoceno-Eoceno temprano puede ser más compatible con una paleotrinchera paralela a la trinchera actual, lo que pone en duda la presencia del bloque de Chortis para este tiempo frente a la margen continental del sur de México. Sin embargo, esta alternativa no permite explicar con claridad la migración de la edad del magmatismo a lo largo de la costa, ni la orientación preferencial al norte de los pliegues y las cabalgaduras laramídicas.

 

5. Plutonismo y evolución de la margen continental

La región de la margen continental del sur de México cuenta con afloramientos extensos de cuerpos plutónicos del Cretácico más tardío y del Terciario que frecuentemente alcanzan dimensiones batolíticas (Figura 2). Aproximadamente el 50% de la franja continental de 100 km de ancho, a partir de la costa, está ocupada por afloramientos de estos cuerpos que en conjunto cubren un área aproximada de 30 000 km2. En los sondeos realizados en la zona marina ubicada entre la costa y la trinchera (crucero 66 del Deep Sea Drilling Project) (Bellon et al., 1982) y en los dragados frente a las costas de Jalisco (Mercier de Lépinay et al., 1997) se han reportado también cuerpos plutónicos que indican su proximidad inmediata a la trinchera. Existen también cuerpos deformados de origen plutónico que han sido atribuidos al Complejo Xolapa (Ortega-Gutiérrez, 1981) y cuya edad ha sido materia de controversia (Robinson, 1989; Morán-Zenteno, 1992; Herrmann et al., 1994; Ducea et al., 2004a).

La composición de los cuerpos plutónicos de la margen continental es dominantemente silícica y subalcalina, con una representación mayoritaria de composiciones granodioríticas y tonalíticas, y volúmenes subordinados de granito (Schaaf et al., 1995; Morán-Zenteno et al., 1999). Los principales minerales ferromagnesianos dominantes en estas rocas son la hornblenda y la biotita. Existen también volúmenes subordinados de intrusivos de composición gabroica y diorítica, especialmente en el sector de Manzanillo (Figura 2) (Schaaf, 1990).

Las relaciones isotópicas iniciales de 87Sr/86Sr, 143Nd/ 144Nd y de Pb de las rocas magmáticas del sur de México, presentan una variación relativamente baja. En el caso del 87Sr/86Sr inicial las rocas magmáticas cenozoicas varían típicamente de 0.7035 a 0.7055 (Figura 8), con el mayor número de valores entre 0.7039 y 0.7046, mientras que los valores iniciales de ∑Nd varían típicamente de +0.5 a +5.7 con la mayor parte de los valores entre +1 y +3 (Morán- Zenteno et al., 1999 y referencias incluidas). Valores extremos de hasta +5 se alcanzan en los intrusivos cenozoicos ubicados entre Zihuatanejo y Manzanillo, pero también en rocas volcánicas de la zona de Tilzapotla en el estado de Morelos (Figura 2) (Schaaf, 1990; Morán-Zenteno et al., 2004). Valores negativos de hasta –3 se observan en los plutones silícicos de la región de Puerto Escondido (Hernández-Bernal y Morán-Zenteno, 1996). El batolito cretácico de Puerto Vallarta presenta, en contraste, valores más negativos de ∑Nd (~ -7) y valores más altos de 87Sr/86Sr (Schaaf, 1990). En el caso de las firmas isotópicas de Pb las rocas magmáticas cenozoicas del sur de México varían típicamente dentro de los rangos 206Pb/204Pb=18.65 –18.97, 207Pb/204Pb=15.55-15.65, 208Pb/204Pb=38.25 a 38.82 (Figura 9) (Herrmann et al., 1994; Martiny et al., 2000; Martiny et al., 2002; Morán-Zenteno et al., 2004). Los datos isotópicos de Sr no muestran diferencias considerables con respecto a los valores reportados de la Sierra Madre Occidental; sin embargo, en el caso de los datos isotópicos de Pb las rocas magmáticas del sur de México indican una fuente de contaminación cortical más homogénea con respecto a la que experimentaron las rocas de la Sierra Madre Occidental. En general, las rocas graníticas cenozoicas de la margen del Pacífico del sur de México se pueden considerar como granitos de tipo I o granitos de hornblenda, en el sentido de Chapell y White (1974), y de Kemp y Hawkesworth (2004)

Figura 7. Distribución espacio-temporal de las rocas magmáticas terciarias del sur de México. Compilación de edades agrupadas en intervalos de (a) 68 a 48, (b) 48 a 38, y (c) 38 a 28 millones de años. Las edades disponibles han sido obtenidas mediante diversos métodos (K-Ar, Ar-Ar, Rb-Sr, U-Pb) los cuales se interpretan y tienen limitaciones diferentes. A pesar de estas limitaciones, el análisis de todo el conjunto permite delinear algunos patrones generales de la distribución de los eventos térmicos-magmáticos en la zona durante el Cenozoico. Se muestran algunos ejemplos de los datos en las etiquetas de las edades. Datos tomados de Schaaf et al. (1995); Morán-Zenteno et al. (1999); Ferrari et al. (1999); Garduño-Monroy et al., 1999; Cerca (2004); the western North America volcanic and intrusive rock database; y de los trabajos de Meza-Figueroa et al. (2003); Ducea et al. (2004); Morán- Zenteno et al. (2004) y Levresse et al. (2004).

 

La variabilidad restringida de las firmas isotópicas y su tendencia hacia valores relativamente primitivos de las rocas magmáticas cenozoicas indican una relativamente baja contaminación por componentes de la corteza antigua, comparada con otros sectores de la Cordillera Norteamericana. La composición dominantemente silícica y el gran volumen de los plutones distribuidos en la margen continental sugiere que la fuente de los magmas debió ser una capa máfica recientemente adherida a la base de la corteza y alterada por metasomatismo. Debido a la imposibilidad petrogenética de generar grandes volúmenes de rocas plutónicas silícicas directamente de la cuña del manto, recientemente se ha interpretado este tipo de plutonismo en términos de un proceso en dos etapas (Pitcher, 1993) o que puede ser continuo (Kemp y Hawkesworth, 2004) pero que involucre, (1) la formación de una capa de composición basáltica en la base de la corteza (underplating) o la hibridización de la base de la corteza continental por la intrusión de magmas máficos provenientes del manto y, (2) la posterior fusión parcial de la base máfica metasomatizada o híbridizada de la corteza por el nuevo arribo de magmas máficos, y la mezcla de estos con los productos de la fusión parcial de la base de la corteza. En todo caso, se tienen evidencias de que el gran pulso magmático silícico del Eoceno-Oligoceno en el sector Acapulco-Huatulco estuvo asociado a la formación y ascenso de magmas máficos. El pulso de magmatismo máfico proveniente del manto es necesario para que exista una transferencia de calor efectiva, capaz de producir la fusión parcial de la corteza basal máfica o híbrida producida durante eventos anteriores de adición de magmas máficos. La presencia de enjambres de diques con composición intermedia y máfica que cortan los plutones silícicos en la región de Tierra Colorada, Guerrero, sugiere esta relación. En la margen de los diques suele presentarse foliación cristal-plástica, lo que sugiere que los plutones todavía conservaban parte de su calor de emplazamiento. La edad de cristalización de los plutones a lo largo de la margen varía desde 100 Ma (Albiano), en la región de Puerto Vallarta, hasta 27 Ma en la región de Huatulco, con los plutones cenozoicos (<65 Ma) distribuidos principalmente al sureste de Manzanillo (Schaaf et al. 1995 y referencias incluidas) (Figura 10). A partir de las edades disponibles se ha sugerido que existe una migración del magmatismo hacia el sureste (Schaaf et al., 1995). La migración fue aparentemente más lenta en el sector Puerto Vallarta-Zihuatanejo (100–40 Ma) que en el de Acapulco- Huatulco (34–29Ma), con excepción del intrusivo de Acapulco y otros plutones deformados), en donde ocurrió en un lapso relativamente corto (Herrmann et al., 1994). Con base en fechamientos de U–Pb realizados en cristales individuales de circones en este último sector, Ducea et al. (2004a) proponen que la migración del magmatismo no es evidente y que su extinción parece haber sido simultánea. Sin embargo, aunque sus edades de rocas plutónicas cenozoicas se restringen a una parte limitada de la margen en el sector de Acapulco-Puerto Escondido, en los datos geocronológicos se observa una pequeña, pero significativa diferencia, con una tendencia decreciente al sureste. Las edades de enfriamiento obtenidas por medio de fechamientos de K–Ar y Rb–Sr también expresan esta migración a lo largo de toda la margen continental de noroeste a sureste (Schaaf et al., 1995) (Figura 10). El intrusivo de Acapulco constituye una anomalía en el patrón general de migración, ya que se ha obtenido una edad de U–Pb en circones de 54.9±2 Ma (Ducea et al., 2004a) y edades de enfriamiento de Rb–Sr y K–Ar que varían de 43 a 50 Ma (López Infanzón y Grajales Nishimura, 1984; Guerrero-García, 1975; Schaaf et al., 1995). Su edad es más compatible con el evento volcánico del Maastrichtiano- Paleoceno reportado en el interior del continente aproximadamente a la misma longitud geográfica (Ortega Gutiérrez 1980; Meza Figueroa et al., 2003; Cerca, 2004; Levresse et al., 2004) y que precede al pulso magmático del Eoceno tardío-Oligoceno temprano en la región central y occidental de la Sierra Madre del Sur.

Dentro de los cuerpos de ortogneis, agrupados en el Complejo Xolapa, se han reportado diferentes edades que indican que la mayor parte estos fueron emplazados y deformados entre el Jurásico Tardío y el Paleoceno (Guerrero-García, 1975; Robinson et al., 1989; Morán- Zenteno, 1992; Herrmann et al., 1994; Ducea et al., 2004a). Estas rocas se encuentran intrusionadas por los plutones no deformados lo que marca la edad mínima de su deformación y metamorfismo.

Dentro de los rasgos de deformación cenozoica posteriores a los eventos de deformación y metamorfismo del Complejo Xolapa, en el sector Zihuatanejo-Huatulco, destacan zonas de cizalla intensa que evolucionaron desde etapas de deformación cristal-plástica a deformación frágil (Ratchbacher et al., 1991; Riller et al., 1993, Tolson et al., 1993). Estas zonas de cizalla, sobre todo en su etapa cristal-plástica, preceden a la mayor parte de los intrusivos no deformados. Presentan indicadores de componentes de desplazamiento. normal y lateral izquierdo que han sido relacionados con la exhumación de la margen continental, y con un régimen generalizado de desplazamiento lateral cercanamente paralelo a la trinchera de Acapulco (Ratschbacher et al., 1991; Riller et al., 1993; Tolson et al., 1993).

En la zona de cizalla ubicada al sur de Tierra Colorada se ha observado que un intrusivo granodiorítico de 34 Ma de años corta a la zona milonítica, aunque la deformación continuó aún después del emplazamiento del plutón (Riller et al., 1993). En la región cercana al Golfo de Tehuantepec, Tolson (1998) reportó que la zona milonítica que limita en el norte al Complejo Xolapa, afecta al intrusivo de Huatulco de 29 Ma, lo que sugiere que en algunos sectores la deformación dúctil a lo largo de las zonas de cizalla continuó aún después del emplazamiento de los grandes plutones del Oligoceno.

Las causas que dieron origen a la exhumación de la margen continental desde Puerto Vallarta hasta el Golfo de Tehuantepec pueden ser diversas, pero seguramente procesos como el underplatting basáltico y el plutonismo silícico voluminoso, en combinación con el truncamiento continental y/o la erosión por subducción, jugaron un papel significativo. Morán-Zenteno et al. (1996) calcularon, con base en la geobarometría de aluminio total en hornblendas de los plutones paleógenos, que el levantamiento a lo largo de la línea de costa actual varió entre 13 y 20 km. Tolson (1998) interpretó que esta exhumación en la región del Istmo de Tehuantepec pudo haber sido inducida por la migración a lo largo de la margen continental por un pliegue litosférico, producido por las diferencias de edad de la corteza subducida y por las características geométricas de la zona de subducción en esta región. Recientemente, Ducea et al., (2004b) obtuvieron datos de (UTh)/He que indican que la margen continental ha tenido una lenta exhumación desde el Mioceno temprano, lo que implica que el levantamiento principal se dio en el Oligoceno, después del emplazamiento de los plutones.

 

6. Volcanismo y deformación durante el Eoceno-Mioceno medio en el interior del continente.

En el Paleógeno se observa una migración del volcanismo del interior continental similar a la que experimentó el plutonismo de la costa, desde el Eoceno temprano, en la región de Michoacán, hasta el Mioceno medio, en el sureste de Oaxaca, aunque existen algunas excepciones a esta tendencia general (Figura 7b y c).

En el oriente de Michoacán y el occidente de Guerrero, en la región ubicada entre Zihuatanejo y Ciudad Altamirano, existe una extensa cubierta de rocas volcánicas interestratificadas con depósitos sedimentarios continentales que cubre más de 20,000 km2 y que incluye la zona de la Presa del Infiernillo (Figura 2). Esta cubierta representa un importante pulso de volcanismo de composición intermedia y silícica para el que se han reportado algunas edades, aunque las relaciones estratigráficas generales no han sido estudiadas. Existen reportes de edades de K–Ar desde 61.2 ± 1.3 (Pantoja-Alor, 1986) hasta 33 Ma (Frank et al., 1992), aunque típicamente las edades reportadas de los derrames y los diques intermedios varían de 43 a 46 Ma (Figura 7b) (Kratzeisen et al., 1991; Frank et al., 1992: Garduño-Monroy et al., 1999). También existen algunos reportes de edades entre 38 y 48 Ma en cuerpos aislados del norte de Guerrero y sur del Estado de México, los cuales representan un volumen menor que el de la región de la Presa del Infiernillo. Al norte de la zona volcánica de Zihuatanejo y Ciudad Altamirano, entre las longitudes 101 y 102°, se han reportado algunos cuerpos volcánicos y plutónicos con edades de K–Ar que varían entre 32 y 34 Ma (Damon et al., 1981; Pasquaré et al., 1991). Esto representa una anomalía respecto a la tendencia decreciente de las edades hacia el este, ya que en la zona volcánica de Ciudad Altamirano-Zihuatanejo y en los plutones de la costa, las edades reportadas son en general más antiguas.

Figura 8. Distribución de las relaciones isotópicas iniciales de las rocas magmáticas del sur de México (SMS) en un diagrama de 87Sr/86Sr(i) vs. εNd(i).. Como referencia se muestra el campo de distribución típico de las rocas volcánicas de la Sierra Madre Occidental (SMO) y algunas zonas del sur de México que presentan valores extremos. Los datos fueron tomados de Schaaf (1990), Schaaf et al. (1995 y referencias incluidas), Morán-Zenteno et al. (1999, 2004 y referencias incluidas), Martiny et al. (2000 y referencias incluidas).

 

La actividad volcánica del Eoceno tardío y Oligoceno temprano que se desarrolló en las regiones de Morelos, Guerrero y occidente de Oaxaca, entre los meridianos 101° y 97° de long W, representa uno de los mayores pulsos de actividad volcánica del interior continental. Esta actividad se concentró en una franja ~NW-SE, de geometría paralela y edad contemporánea a la cadena de plutones de la margen continental (Figura 2).

En la región de Taxco-Huautla se distribuyen diferentes cuerpos volcánicos y plutónicos dominantemente silícicos (Figura 6) cuyas edades reportadas de K–Ar y Ar–Ar fluctúan principalmente entre los 38 y 31 Ma (Figura 7c), aunque el mayor pulso de volcanismo parece haber ocurrido alrededor de los 35 Ma (De Cserna y Fries, 1981; Alaniz-Álvarez et al., 2002; Morán-Zenteno et al., 2004).

Esta actividad volcánica es en general más reciente que la reconocida para el Paleógeno en Michoacán y el occidente de Guerrero y parcialmente contemporánea al plutonismo del sector de Acapulco-Tierra Colorada. Los centros volcánicos en esta región son del tipo de las calderas de colapso y campos de domos riolíticos. Esta actividad volcánica se encuentra principalmente relacionada a un evento tectónico de fallas de desplazamiento lateral izquierdo con orientación NW-SE que ha sido reconocido tanto en el área de Taxco (Alaniz et al., 2002), como en la zona de la caldera de Tilzapotla (Morán-Zenteno et al., 2004) (Figura 6). La actividad de estas fallas implica una dirección de máxima elongación NNW-SSE. En la región de Taxco, la extensión produjo la formación de una cuenca con elongación hacia el NW y la acumulación de una gruesa secuencia de depósitos fluviales del Eoceno (formación Chontalcuatlán) que subyace a la secuencia volcánica principal formada por ignimbritas y derrames riolíticos. Para el inicio del Oligoceno, se produjo un cambió tectónico en la región de Taxco con la activación de fallas laterales izquierdas de dirección al N y cambios en la cinemática de las fallas NWSE de izquierdas a derechas, lo que implica una dirección de la máxima elongación hacia el NE-SW.

Al oeste y noroeste de Taxco, en las sierras de la Goleta, Sultepec, Nanchititla y San Vicente, y al oriente de Valle de Bravo (De Cserna, 1982) (Figura 6), existen también centros volcánicos que parecen corresponder a calderas de colapso exhumadas para los cuales no se han reportado fechamientos que permitan limitar el periodo de la actividad volcánica. Por su composición predominantemente silícica y su estado de erosión pueden ser contemporáneas a los centros volcánicos de Taxco y Tilzapotla. También se han reportado zonas aisladas con unidades volcánicas silícicas al SE de la sierra de Huautla, en la región de Chiautla (Consejo de Recursos Minerales, 1998, Silva Romo et al., 2001) (Figura 6). El volumen expuesto de rocas silícicas en toda esta región es de alrededor de 3000 km3, lo que representa una estimación mínima con respecto al volumen original, ya que una gran parte de la cubierta volcánica parece haber sido removida por la erosión. Entre la región de Taxco y la región de las rocas plutónicas de Acapulco, las rocas volcánicas terciarias son más escasas. Para esta zona se han reportado preliminarmente algunos fechamientos de rocas volcánicas silícicas del final de Eoceno y principios del Oligoceno (Cerca et al., 2002; Campa Uranga et al., 2002).

En la región occidental de Oaxaca y sur de Puebla existe una extensa cubierta de rocas volcánicas dominantemente intermedias, que incluye también algunas unidades silícicas (Ferrusquía-Villafranca, 1976; Martiny et al., 2000). Esta secuencia de rocas volcánicas descansa en contacto transicional sobre depósitos fluviales y epiclásticos que revelan un episodio de sedimentación continental en cuencas intermontanas y fosas tectónicas. El estilo volcánico es de volcanes compuestos y centros monogenéticos que se encuentran en un avanzado estado de erosión. Para las rocas volcánicas de esta región se han reportado edades que varían principalmente entre 34–31 Ma (Martiny et al., 2000), aunque existen edades de hasta 26 Ma (Ferrusquía- Villafranca, 1992). Estas edades en general revelan una contemporaneidad parcial con las rocas más jóvenes del sector Taxco-Huautla. En el Valle de Oaxaca, el volcanismo alcanza edades de hasta 19 Ma (Ferrsuquía-Villafranca, 1992; Urrutia-Fucugauchi y Ferrsuquía-Villafranca, 2001).

Figura 9. Distribución de los valores de las relaciones isotópicas de 207Pb/204Pb y 206Pb/204Pb para las rocas magmáticas del sur de México. Como referencia se muestran los campos de distribución típicos para las relaciones de Pb de los complejos Oaxaqueño y Acatlán, así como la distribución de los datos reportados para la Sierra Madre Occidental. Los datos fueron tomados de Martiny et al. (2000), Smith et al. (1996), Albrecht y Goldstein (2000). Las líneas de referencia indicadas son la curva de la evolución del plomo de dos etapas (Stacey and Kramers, 1975), graduada a intervalos de 250 Ma (SK), y la línea de referencia del hemisferio norte (NHRL) (Hart, 1984)

 

En la región occidental de Oaxaca el volcanismo también convivió con un episodio de desplazamiento lateral, primero asociado a fallas de orientación NW-SE y E-W, y después a fallas de laterales izquierdas de orientación al N (Martiny et al., 2002; Silva Romo et al., 2001). Estos episodios de fallamiento lateral no parecen ser exactamente contemporáneos a los de la región de Taxco-Huautla, lo que sugiere variaciones en tiempo y espacio de la deformación por fallas laterales.

Nieto-Samaniego et al. (2006) han interpretado una fase de deformación con extensión NE-SW, probablemente asociada al desplazamiento lateral izquierdo de las fallas N-S en el occidente de Oaxaca. Esta fase de deformación tuvo efectos también en el Valle de Oaxaca en donde se desarrolló un semigraben de orientación NNW-SSE, para el cual se ha documentado sedimentación continental y volcanismo desde Oligoceno hasta el Mioceno temprano (Nieto Samaniego et al., 1995; Centeno García, 1988; Urrutia-Fucugauchi y Ferrusquía-Villafranca, 2001).

En el sureste de Oaxaca, en el sector Oaxaca-Salina Cruz, se han documentado secuencias volcánicas piroclásticas dominantemente silícicas que sobreyacen a secuencias sedimentarias continentales de conglomerados y areniscas (Ferrusquía-Villafranca, 1999; 2001). La cubierta volcánica y sedimentaria cenozoica en esta región cubre un área de aproximadamente 600 km2 (Figura 2). Las edades de K–Ar reportadas por Ferrusquía-Villafranca (1992) fluctúan entre 13 y 17 Ma.

 

7. Síntesis tectónica con relación a la cinemática de las placas en el entorno del sur de México

La evolución tectónica del sur de México desde el Cretácico Tardío se caracteriza primero, por un evento orogénico de acortamiento con vergencia predominante hacia el oriente, el cual esta relacionado en tiempo y estilo de deformación con la orogenia Laramide. Posteriormente, a partir del Eoceno, se desarrolló de un régimen tectónico caracterizado por fallas laterales cuyas direcciones preferenciales tanto de las trazas principales como del acortamiento y extensión asociados variaron en el tiempo, pero también en espacio.

El origen de los esfuerzos que produjeron el acortamiento regional laramídico es todavía objeto de controversia. En la interpretación tradicional, el acortamiento comienza al inicio del Cretácico Tardío en el terreno Guerrero y se propaga hacia el oriente en el Cretácico Tardío y aún hasta el Eoceno en la región de Veracruz (i. e. Salinas-Prieto et al., 2000; Eguiluz de Antuñano et al., 2000; Nieto- Samaniego et al., 2006). La hipótesis más aceptada sobre las causas de este evento de deformación a lo largo de la Cordillera Norteamericana, es el acoplamiento mecánico y la tracción que resultaron de la subducción de la placa de Farallón en una posición subhorizontal bajo la corteza de la placa de Norteamérica. Esta posición ha sido atribuida al aumento de la velocidad de convergencia entre las placas de Norteamérica y de Farallón (Engebretson, et al., 1985; Dickinson et al., 1988; Bird, 1988; Bunge y Grand, 2000; Saaleby, 2003). El inicio del acortamiento documentado en el suroeste de México coincide con un periodo de aumento de la velocidad absoluta de Norteamérica hacia el sur entre 88 y 80 Ma (Beck y Housen, 2003).

Figura 10. Gráfica que muestra la variación de las edades de los intrusivos a lo largo de la margen continental desde Puerto Vallarta, en el estado de Michoacán, hasta Huatulco, en el Estado de Oaxaca. Modificada de Schaaf et al. (1995) e incluyendo los datos de Ducea et al. (2004a).

 

Existen problemas para la aplicación de este modelo desarrollado en la Cordillera Norteamericana en el sur de México. La existencia de actividad magmática de arco durante y posteriormente a la deformación en una zona cercana a la paleotrinchera inferida (zona del bloque Jalisco) no parecen registrar un reducción substancial del ángulo de subducción ya que esto habría inhibido el magmatismo de arco como ha sido mostrado en modelos térmicos recientes (English et al., 2003).

Otra inconsistencia que comienza a delinearse a partir de los trabajos recientes es la presencia de magmatismo postorogénico (González-Partida et al., 2003) al poniente del núcleo metamórfico antiguo (complejos Oaxaqueño y Acatlán), contemporáneo con el acortamiento observado en el oriente de la Sierra Madre del Sur (Eguiluz de Antuñano et al., 2000).

Una posibilidad alternativa, sugerida por otros autores para explicar la deformación por acortamiento, implica un escenario tectónico más complejo con la acreción de un arco insular asociado a una zona de subducción con vergencia al oeste y la clausura de una cuenca oceánica (Campa y Coney, 1983; Monod et al., 1994; Salinas-Prieto et al., 2000; Freydier et al., 1996). Este modelo ha sido cuestionado por Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez (1998), señalando que no hay evidencias de asociaciones petrotectónicas típicas de suturas, además de la clara influencia continental en sedimentos y magmas del terreno Guerrero en la vecindad de su contacto tectónico con los terrenos más antiguos del sur de México.

Además de estas consideraciones, el estilo estructural observado en el sur de México involucra deformación de cobertura cuyos patrones cruzan las fronteras de los supuestos bloques (terrenos de basamento), al menos al occidente del Complejo Acatlán (ver Lang et al., 1996; Salinas-Prieto et al., 2000; Cabral-Cano et al., 2000 a y b; Elías-Herrera et al., 2000). Estas observaciones contrastan con la idea de que la geometría de la deformación debería ser fuertemente dependiente de la geometría de los bloques alóctonos involucrados, puesto que durante la acreción de estos terrenos, la deformación se concentra en los límite, aunque una parte de ella puede transmitirse y distribuirse hacia dentro de los terrenos involucrados dependiendo de la intensidad, del tiempo transcurrido y de sus propiedades reológicas. Las fallas mayores preexistentes cortan la corteza y crean zonas de cizalla que pueden servir como limites de estilos estructurales.

El episodio magmático del Maastrichtiano-Paleoceno sucede a la deformación laramídica en el occidente y centro de la Sierra Madre del Sur (González-Partida et al., 2003). Las características geoquímicas de estas rocas indican que su origen se relaciona a un magmatismo de arco asociado a un límite convergente, cuya orientación no se conoce con precisión. La dirección de los pliegues y cabalgaduras laramídicos sugiere una margen continental del Pacífico con orientación aproximada N-S. Sin embargo, la distribución de las rocas del magmatismo de arco Maastrichtiano- Paleoceno favorece una orientación NW-SE (Figura 7a).

No se sabe con certeza cuándo terminó la deformación Laramide y cuándo comenzó el régimen lateral generalizado que predominó durante el Cenozoico, pero en el Eoceno tardío se registra una actividad tectónica expresada principalmente en fallas laterales izquierdas de orientación NW-SE y E-W. Ésta se reconoce principalmente en la parte norte-central de la Sierra Madre del Sur y a lo largo de la margen continental actual, entre Zihuatanejo y Puerto Escondido (Figuras 6 y 10) (Ratschbacher et al., 1991; Morán-Zenteno, et al., 1999; Alaniz-Álvarez, 2002). Hacia el inicio del Oligoceno el fallamiento lateral izquierdo, expresado por la presencia de fallas E-W, prevalecía en la región de Huatulco (Tolson et al., 1993). En la parte-norte central de la Sierra Madre del Sur, sin embargo, se puede documentar para inicios del Oligoceno un cambio en la cinemática de la deformación que provocó la reactivación de fallas con orientación N-S y desplazamiento también lateral izquierdo en fallas de orientación similar, en sectores ubicados desde el norte de Guerrero hasta la parte central de Oaxaca (Alaniz-Álvarez et al., 2002; Silva Romo et al., 2001). Considerando las heterogeneidades del basamento premesozoico y la existencia de algunas zonas de debilidad preexistentes en esta región, es difícil establecer las condiciones de esfuerzo en las que ocurrieron estos cambios, pero las direcciones de extensión asociadas a cada régimen variaron de NNW-SSE a NE-SW. De acuerdo a Nieto Samaniego, et al. (2006), a esta última dirección de extensión se asocia la reactivación de la falla de Oaxaca, lo que produjo la formación de un semigraben de orientación NNW-SSE (Figura 11). Meschede et al. (1996), basados en la medición de planos falla y estrías a escala de afloramiento, definieron diferentes grupos de fallas que parecen responder a paleotensores de esfuerzo activos en diferentes tiempos en el sur de México. Estos autores infirieron que para el periodo entre 70 a 40 Ma la orientación de ⌠1 era aproximadamente E-W, con una orientación subhorizontal de ⌠3, las cuales definieron una deformación dominante de fallas de desplazamiento lateral que incluirían las zonas de cizalla de orientación NW-SE cercanas a la costa. Sin embargo, la cronología y direcciones sugeridas por estos autores no son totalmente compatibles con la cronología y la cinemática inferida del estudio de las grandes estructuras en el interior del continental, como las documentadas desde el sector de Taxco a Huajuapan en la parte norte de la Sierra Madre del Sur, las cuales tuvieron actividad significativa después de los 40 Ma (Alaniz-Álvarez et al., 2002; Martiny et al., 2002, Morán-Zenteno et al. 2004).

El truncamiento continental, la migración del magmatismo hacia el SE y el desarrollo de zonas de falla con componente lateral izquierdo, han sido vinculadas en los últimos años al desplazamiento del bloque Chortis a lo largo de la margen continental, desde una posición inicial entre Puerto Vallarta y el Istmo de Tehuantepec (Figura 3a) (Schaaf et al., 1995; Meschede et al., 1996; Morán-Zenteno et al., 1999). La extinción del magmatismo en la Sierra Madre del Sur en el Eoceno-Oligoceno y su reaparición en la posición de la FVTM a partir del Mioceno, se relacionan a una cambio en la geometría de la placa subducida. La idea dominante hasta ahora ha sido que el cambio en la geometría es el resultado del paso del punto triple trinchera- trinchera-transforme que acompañó al bloque Chortis, y también que se relaciona con la exhumación de la margen continental (Schaaf et al., 1995; Morán-Zenteno et al., 1996; Tolson, 1998). La posición del bloque de Chortis frente a las costas del sur de México fue sugerida previamente por otros autores como una necesidad geométrica en las reconstrucciones paleogeográficas relacionadas con la evolución de la placa del Caribe (Malfait y Dinkelman, 1972; Anderson y Schmidt, 1983; Ross y Scotese, 1988). Aunque esta interpretación es compatible con las tendencias geocronológicas y la cinemática observada en las fallas de la región, presenta algunos problemas si se analiza desde la perspectiva de la cinemática de las placas en la región y los efectos esperados a lo largo de la margen continental. Quizá los problemas principales tienen que ver con la aparente incompatibilidad entre el desplazamiento del bloque Chortis y la rotación de la placa del Caribe desde el Eoceno hasta el reciente y la no concordancia de los rasgos tectónicos o petrotectónicos antiguos entre Honduras y México. El límite norte de la placa del Caribe está conformado por el lineamiento y fosa del Cayman y así como por el sistema de fallas Polochic-Motagua. La forma de este límite norte, así como la edad de los sedimentos y el patrón de las anomalías magnéticas de la Fosa del Caimán, han permitido estimar un desplazamiento de aproximadamente 1100 km de la placa del Caribe hacia el este con respecto a Norteamérica desde el Eoceno medio (Rosencrantz y Sclater, 1986). La cronología de este desplazamiento está también definida por el cambio de la geometría del límite norte de la placa del Caribe después de la colisión de Cuba contra la plataforma de las Bahamas. La trayectoria promedio de la placa del Caribe con respecto a Norteamérica desde el Eoceno estaría definida, de acuerdo a la tendencia de la fosa del Cayman, según un polo de rotación promedio ubicado en el hemisferio sur (Pindell et al., 1988). Solo en el segmento occidental del límite norte de la placa del Caribe, correspondiente a las fallas Polochic y Motagua, se observa una ligera concavidad hacia el norte que rompe con la tendencia general de la fosa del Cayman.

Figura 11. Distribución de los principales rasgos tectónicos del Cenozoico reconocidos en el sur de México. Se incluyen rasgos que han sido descritos en sus detalles geométricos y cinemáticos, pero también se incluyen lineamientos evidentes señalados en los mapas de escala 1:250,000 del Consejo de Recurso Minerales (hojas Ciudad Altamirano E 14-4, Cuernavaca E 14-5, Chilpancingo E 14-8, Oaxaca E14-9, Orizaba E 14-6), cuyos detalles cinemáticos y geométricos no se conocen. En la mayor parte de los lineamientos no se incluyen indicaciones de desplazamiento relativo debido a que se han documentado historias cinemáticas complejas. En los que se muestra, el desplazamiento relativo se refiere al desplazamiento principal documentado para el Eoceno tardío u Oligoceno temprano. Los números indican las fuentes de la que fue tomada la información: 1) Centeno-García (1998) 2) Ratschbacher et al. (1991); 3) Riller et al. (1993); 4) Jansama y Lang (1997); 5) Tolson (1998); 6) Cabral-Cano et al. (2000); 7) Alaniz-Álvarez et al. (1994); 8) Alaniz-Álvarez et al. (2002); 9) Martiny et al. (2002); 10) Silva-Romo et al. (2002); Rivera-Carranza et al. (1997); 11) Morán-Zenteno et al. (2004); 12) Cerca (2004).

 

El desplazamiento del bloque de Chortis en varias interpretaciones es hacia el sureste (Ross y Scotese, 1988, Pindell et al., 1988, Schaaf et al., 1995) y no hacia el este como parece ser para el resto de la placa del Caribe. Si el bloque de Chortis hubiera estado presente frente a la costa actual de Guerrero y Oaxaca en el Eoceno, y además hubiera sido parte de la placa del Caribe, los efectos esperados de su desplazamiento serían los de deformación por transpresión a lo largo de la margen continental. Evidencias de transpresion compatible con un régimen tectónico de desplazamiento lateral izquierdo han sido documentadas en el interior continental en un episodio previo al Eoceno (Cerca et al., 2004) y para la región de Chiapas desde el Mioceno (Meneses-Rocha, 1991; Guzmán-Speciale y Meneses-Rocha, 2000). Sin embargo, las observaciones estructurales de las zonas de cizalla semiparalelas a la costa en Guerreo y Oaxaca occidental son más compatibles con un mecanismo de transtensión (Ratschbacher, et al., 1991, Tolson et al., 1993; Riller et al., 1993; Herrmann et al., 1994; Tolson, 1998). Otra limitante de este modelo es la existencia de una secuencia solo ligeramente deformada de sedimentos marinos en el Golfo de Tehuantepec, cuya edad varía desde el Cretácico Tardío hasta el Holoceno (Sánchez Barreda, 1981), lo que no parece compatible con el movimiento del bloque de Chortis en condiciones de transpresión. Un problema que ha sido señalado desde hace algunos años es el de el desplazamiento significativamente menor (130–170 km) que se ha documentado a lo largo del sistema de fallas Polochic-Motagua (e. g. Burkart et al., 1987; Donnelly et al., 1990; Guinta et al., 2002 y referencias incluidas) comparado con el desplazamiento de ~1100 km estimado en la fosa del Caimán (Rosencrantz y Sclater, 1986).

Keppie y Morán-Zenteno (2005) han evaluado la posibilidad de que el bloque de Chortis proceda de una posición al oeste-suroeste de su posición actual, de acuerdo a una rotación horaria, tal como lo sugiere la configuración de la fosa del Cayman (límite norte de la placa del Caribe) (Figura 3a y b). Esta paleoposición del bloque Chortis puede explicar el desplazamiento restringido documentado en el sistema de fallas Polochic-Motagua, el cual habría ocurrido después de un primer periodo de desplazamiento relativo a lo largo de la Fosa del Cayman, antes de que entrara en contacto el bloque Chortis con el segmento chiapaneco del bloque Maya. El desarrollo del sistema de fallas Polochic-Motagua con concavidad al norte sería resultado de la interacción tectónica transpresiva más reciente (a partir del Mioceno) entre el bloque Chortis y el segmento chiapaneco del bloque Maya (Guzmán-Speciale y Meneses-Rocha, 2000). La trayectoria alternativa del bloque Chortis tendría como consecuencia que la cresta de Tehuantepec entrara en contacto con la costa del sur de México después del Eoceno y que eventualmente produjera un cambio en la geometría de la subducción como la que se observa actualmente. Las limitantes que presenta este modelo, surgen de la necesidad de explicar el truncamiento de la margen occidental del sur de México y la tectónica de fallas laterales observadas en Guerrero y Oaxaca con edades del Eoceno y Oligoceno. En este caso se tendrían que introducir elementos que explicaran una intensa erosión por subducción y probablemente una convergencia oblicua que facilitara el desarrollo de componentes de desplazamiento lateral izquierdo. Keppie y Morán-Zenteno (2005) han sugerido que la erosión por subducción al noroeste del Istmo de Tehuantepec y la exhumación de la margen continental después de los principales eventos de plutonismo, pudieron haber sido producidos por el arribo de la cadena de montes marinos cuya contraparte se encuentra hoy entre las fracturas Molokai y Clarión. Aunque este modelo, en combinación con la colisión la cresta de Tehuantepec, explica el cambio en la geometría de la placa subducida y la erosión por subducción, deja dudas sobre el patrón de migración del magmatismo hacia el sureste. De acuerdo con los vectores de movimiento relativo calculados por Schaaf et al. (1995), con base en los polos de rotación de Engebretson et al. (1985) y de Pindell et al. (1988), la convergencia oblicua de la placa de Farallón pudo haber favorecido el desarrollo de fallas laterales izquierdas de orientación NW. Otro factor que seguramente jugó un papel importante en el desarrollo del fallamiento lateral en el sur de México es el comportamiento heterogéneo de la geometría de la subducción al norte y al sur de la FVTM actual. Mientras en la región de la Mesa Central, la placa subducida iniciaba un retroceso (Nieto Samaniego et al., 1999), en el sur la placa disminuía su ángulo de subducción (Morán-Zenteno et al., 1999). Este último factor pudo también haber tenido influencia en el patrón de migración magmático observado.

Finalmente, aunque los datos acumulados hasta ahora no permiten descartar completamente los modelos tradicionales del acortamiento Laramídico en el Cretácico Tardío y Cenozoico temprano, o de la posición del bloque Chortis frente a la margen continental del sur de México y su desplazamiento hacia el sureste durante el Cenozoico, muchos de los rasgos observados e interpretaciones planteadas en este trabajo pueden admitir modelos alternativos que requieren de una valoración más detallada y profunda.

 

Agradecimientos

M. Cerca agradece a CONACYT una beca de estudios y a Luca Ferrari por estimulantes discusiones sobre el surde México. La revisión crítica de dos árbitros anónimos ayudó a mejorar en gran medida este trabajo. Los estudios realizados por D. Morán-Zenteno en la parte norte-central de la Sierra Madre del Sur fueron financiados por el programa de apoyo a proyectos de investigación e innovación tecnológica (PAPIIT) de la UNAM (proyectos IN 104802-2 e IN 120502-2).

 

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Manuscrito recibido: Octubre 22, 2004
Manuscrito corregido recibido: Mayo 25, 2005
Manuscrito aceptado: Mayo 30, 2005

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen Conmemorativo del Centenario Temas Selectos de la Geología Mexicana Vol. 57, núm. 3, 2005, p. 285-318 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2005v57n3a3

 La Mesa Central de México: estratigrafía, estructura y evolución tectónica cenozoica

Ángel Francisco Nieto-Samaniego*¹, Susana Alicia Alaniz-Álvarez¹, Antoni Camprubí í Cano¹

¹ Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Apartado postal 1-742, Querétaro, Qro. 76230, México

* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

 

Resumen

La Mesa Central es una provincia fisiográfica caracterizada por ser una región elevada que internamente puede subdividirse en dos regiones. La región sur tiene cotas que se encuentran por encima de los 2 000 msnm, con excepción del valle de Aguascalientes, es una zona montañosa cubierta en su mayor parte por rocas volcánicas cenozoicas. La región norte, que es de mayor extensión, muestra un estado de erosión más avanzado que la región sur, tiene grandes cuencas continentales rellenas de sedimentos aluviales y lacustres, y presenta cotas por debajo de los 2 000 msnm. La configuración de la corteza en la Mesa Central muestra un espesor de ca. 32 km y está flanqueada por la Sierra Madre Oriental con espesor de ca. 37km y la Sierra Madre Occidental de ca. 40 km. Bajo la corteza se infiere la presencia de cuerpos parcialmente fundidos de material mantélico atrapados en la zona adelgazada, sugiriendo que la adición de materiales fundidos en la base produjo el levantamiento y calentamiento de la parte inferior y media de la corteza.

Las rocas más antiguas que afloran en la Mesa Central son facies marinas de edad triásica y delimitan burdamente la zona del margen continental para ese tiempo. Yaciendo sobre esas rocas aparecen distribuidas en toda la Mesa Central rocas continentales de edad jurásica. A partir del Oxfordiano y hasta finales del Cretácico prevalecieron condiciones marinas. Durante ese lapso se depositaron tres conjuntos litológicos muy distintos, hacia el margen oriental se encuentra una secuencia de plataforma, denominada Plataforma Valles-San Luis Potosí que en su mayor parte queda comprendida en la Sierra Madre Oriental, pero hacia la Mesa Central está representada por facies arrecifales y principalmente de talud; hacia el centro de la Mesa Central aparecen rocas de cuenca marina que constituyen secuencias potentes de lutita y arenisca calcáreas y culminan con arenisca que contiene clastos de rocas volcánicas, a este conjunto se lo denomina Cuenca Mesozoica del Centro de México. Hacia los límites occidental y sur aparecen conjuntos volcanosedimentarios marinos en los que se reconocen espesores grandes de basaltos almohadillados con componentes sedimentarios que consisten principalmente en lutita, arenisca y caliza; en algunas localidades las lavas y los sedimentos se encuentran intercalados. Todas estas rocas muestran deformación plicativa y fallamiento inverso, los cuales fueron producidos durante la orogenia Laramide. Sobre estos conjuntos litológicos aparecen en contacto por una gran discordancia angular las rocas de edad cenozoica, todas de origen continental y que hacia la base de la secuencia consisten de conglomerados y rocas volcánicas de composiciones andesíticas a riolíticas. Hacia la parte superior la secuencia volcánica cenozoica consiste de un gran apilamiento de rocas de composición riolítica caracterizadas por una composición química peculiar que las identifica como riolitas “topacíferas” y cuyo origen fue mayoritariamente por fusión de la corteza. Hacia la cima de la secuencia cenozoica aparecen basaltos alcalinos de edad Mioceno y Cuaternario, volumétricamente modestos.

El límite norte de la Mesa Central lo constituye el Sector Transversal de Parras de la Sierra Madre Oriental. Los otros tres límites, este, oeste y sur están formados por sistemas de fallas regionales en los que se ha documentado actividad cenozoica. El límite este lo forma el sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende cuya edad de actividad varía de norte a sur de Oligoceno en la región central (San Luis Potosí) a Mioceno hacia el límite sur (San Miguel de Allende). El límite sur lo forma la falla del Bajío cuya actividad documentada abarca del Oligoceno al Mioceno medio, al igual que el graben de Aguascalientes que constituye la parte sur del límite poniente de la Mesa Central. Hay una gran estructura que constituye el límite de las regiones norte y sur de la Mesa Central y buena parte de su límite occidental. Ese gran sistema de fallas denominado San Luis–Tepehuanes muestra evidencias de actividad durante el Eoceno y Oligoceno, y se puede documentar actividad Plioceno-cuaternaria solamente en su porción NW. Los yacimientos minerales, en especial epitermales, que se conocen en la Mesa Central están localizados, en su gran mayoría, sobre las trazas de esos grandes sistemas de falla. La información disponible permite establecer que esas estructuras ejercieron un control para el emplazamiento de rocas volcánicas, hipabisales y depósitos minerales a lo largo de sus trazas, sin que se pueda precisar los mecanismos por los que se dio ese control.

Palabras clave: México, Mesa Central, Estratigrafía cenozoica, Tectónica de México.

 

Abstract

The Mesa Central is a physipographic province in central Mexico that it is characterized by being an elevated plateau and that can be divided in two regions. In the southern region, the topography is higher than 2 000 masl, except for the Aguascalientes valley. This region is mountainous, and mostly covered by Cenozoic volcanic rocks. The northern region is larger than the southern, it shows an advanced degree of erosion, contains several continental basins filled with lacustrine and fluvial sediments, and its topography is lower than 2 000 masl. The crust in the Mesa Central is about 32 km thick, and it is bordered by the Sierra Madre Oriental, with average crustal thickness of ~37 km, and the Sierra Madre Occidental, with average crustal thickness of ~40 km. The presence of magmas from mantle wedges below the crust is inferred, trapped at the bottom of the crust. This suggests that an underplating process produced heating and uplifting of the base and middle portions of the crust. The oldest rocks that outcrop at the Mesa Central are Triassic marine facies that formed approximately along the continental margin at that time. These rocks are overlain by Jurassic continental rocks that are widely distributed within the Mesa Central. Marine deposition in the area prevailed between the Oxfordian and the Cretaceous. During that period of time three distinctive lithological sequences formed. A marine platform formed at the eastern continental margin, and it is named Valles-San Luis Potosí Platform. It is mostly part of the Sierra Madre Oriental, but it is distinctively constituted by reef and talus facies towards the Mesa Central. In the middle part of the Mesa Central marine rocks outcrop and are made up of a very thick sequence of calcareous lutites and sandstones that are topped by sandstones with clasts of volcanic rocks, a suite that is known as the Mesozoic Basin of Central Mexico. In the western and southern borders of the Mesa Central, marine volcanosedimentary Mesozoic rocks crop out, that are made up of a thick sequence of pillow lava with intercalated lutite, sandstone and limestone. All of the above rocks have plicative deformation and inverse faulting, both produced during the Laramide orogeny. An angular unconformity separates these lithological sequences from the continental Cenozoic rocks. The bottom of the Cenozoic sequence consists of conglomerate, and andesitic and rhyolitic volcanic rocks. These were followed by Oligocene topaz-bearing rhyolites that formed by crustal melting. The uppermost part of the Cenozoic sequence contains scarce Miocene-Quaternary alkaline basalts.

The northern boundary of the Mesa Central is the so-called Sector Transversal de Parras, that is part of the Sierra Madre Oriental. The east, west and south boundaries of the Mesa Central are constituted by major fault systems that were active during the Cenozoic. The eastern boundary is constituted by the Taxco-San Miguel de Allende fault system, whose activity peaked from north to south, during the Oligocene in San Luis Potosí and during the Miocene in the southern boundary of the Mesa Central (San Miguel de Allende). The southern boundary is constituted by the El Bajío fault that was active between the Oligocene and the middle Miocene, simultaneously to the Aguascalientes graben, south of the western boundary of the Mesa Central. The major structure that separates the northern and southern regions of the Mesa Central is named San Luis-Tepehuanes fault system in this paper. It was active mostly between the Eocene and the Oligocene, but also during the Pliocene-Quaternary in its northwestern segment. The majority of the mineral deposits found in the Mesa Central or in its vicinities, especially epithermal deposits, are located on the traces of the major fault systems described above. The available information suggests that the structures associated with the major fault systems controlled the emplacement of both volcanic-hypabyssal rocks and mineral deposits, although the actual mechanisms that drove the association between faulting, volcanism, and metallogenesis remain unknown.

Keywords: Mexico, Mesa Central, Cenozoic stratigraphy, Tectonics of Mexico.

 

1. Introducción

La Mesa Central (MC) se localiza en la parte centronorte de México, en una región semidesértica del país, donde la mayor parte de los estudios del territorio se han llevado a cabo con el fin de localizar y explotar yacimientos minerales, principalmente de metales preciosos. Existen algunos trabajos del siglo XIX e inicios del siglo XX en los que se describe la estratigrafía de esos lugares debido a la presencia de algunos distritos mineros de importancia como Zacatecas, Fresnillo, Guanajuato o Real de Catorce, por mencionar algunos (e. g., López-Monroy, 1888; Botsford, 1909). El conocimiento de la constitución geológica cenozoica de esa región del país, así como de los procesos que la originaron, fue muy escaso hasta bien entrada la segunda mitad del siglo XX, lo que se refleja en la Carta Geológica de la República Mexicana escala 1:2 000 000, publicada en 1968 (Hernández-Sánchez Mejorada y López-Ramos, 1968). En ella, la parte meridional de la MC está cubierta por una unidad denominada “Cenozoico medio volcánico”, que representa una cubierta volcánica cenozoica indiferenciada, ya que para ese tiempo esas rocas no habían sido divididas en formaciones. En la parte septentrional de la MC aparecen rocas del Cretácico, además de afloramientos locales de rocas más antiguas en Zacatecas, Catorce, Ojo Caliente y Charcas. El resto de la superficie está cubierta por una extensa unidad denominada “tobas y material residual” del Pleistoceno y Reciente, de la cual tampoco existía una división formacional.

La cartografía sistemática topográfica y geológica iniciada en la década de 1970 por el Instituto Nacional de Estadística, Geografía e Informática (INEGI, 2004), constituyó una base importantísima que permitió el desarrollo de las investigaciones geológicas modernas. Hay otras dos series de mapas geológicos de cobertura regional que constituyen el mayor núcleo de información geológica básica sobre la MC con que contamos actualmente: el primero de ellos es la cartografía geológica en escala 1:50 000 realizada por el Instituto de Geología de la Universidad Autónoma de San Luis Potosí y publicada en su serie “Folletos Técnicos”. Esa cartografía cubre el estado de San Luis Potosí y algunas regiones vecinas, y fue editada por el mismo Instituto en tirajes muy reducidos y en formato pequeño. La segunda serie de mapas geológicos fueron publicados por el Servicio Geológico Mexicano, antes Consejo de Recursos Minerales (Coremi), cubre la totalidad de la MC con mapas geológicos en escala 1:250 000 y cuenta con cartas geológicas en escala 1:50 000 en numerosos lugares de interés minero. Esta información cartográfica estuvo paulatinamente disponible al público durante las décadas de 1970, 1980 y 1990. Actualmente el programa de cartografía sistemática que realiza el Servicio Geológico Mexicano se mantiene vigente. El estudio geológico de la MC durante las últimas décadas del siglo XX ha sido enfocado principalmente a su parte meridional y a las rocas cenozoicas, contándose actualmente con una estratigrafía bastante completa, así como edades isotópicas de rocas volcánicas y algunos estudios estructurales, lo que ha permitido que se hayan propuesto algunos modelos de su evolución tectónica.

En este trabajo presentamos un análisis crítico del conocimiento geológico de la MC, principalmente enfocado a su evolución cenozoica. Se aborda la definición misma de esta provincia fisiográfica y se presenta una revisión de los conjuntos litológicos y sus posibles interpretaciones. Su configuración estructural se aborda analizando la localización, geometría y edad de las estructuras mayores desde un punto de vista cinemático. Adicionalmente, se presenta una discusión sobre las principales interpretaciones tectónicas que se han hecho de su evolución cenozoica y a manera de conclusión, una propuesta de los eventos tectónicos que pudieron darle origen. Por último, presentamos una síntesis de los trabajos de investigación que se consideran necesarios para resolver los principales problemas científicos vigentes.

 

2. Localización y extensión de la Mesa Central

La Mesa Central de México fue reconocida como provincia fisiográfica por Raisz (1959), quien la definió como: “una cuenca rodeada por montañas más elevadas. Más alta y más plana que la provincia Cuencas y Sierras (localizada al norte). En lugar de sierras elongadas, ésta tiene áreas poco elevadas, principalmente disectando rocas volcánicas antiguas”. Al observar la configuración orográfi ca de la República Mexicana es evidente la existencia de dicha provincia, localizada hacia la región central del país (Figura 1). Sin embargo, el conocimiento que actualmente se ha alcanzado de la orografía y geología de esa región, así como la posibilidad de observar la república en su conjunto en imágenes de satélite y en modelos digitales de elevación, imponen una redefinición de sus límites como provincia fisiográfica.

Los límites de la MC mostrados en la Figura 1 fueron trazados considerando tanto las características morfológicas como geológicas y buscando los límites con las regiones aledañas de morfología y geología contrastante, con el fin de ajustarse a las definiciones de provincia fisiográfica propuestas por Bates y Jackson (1987) y Lugo-Hubp (1989). La configuración que nosotros hemos obtenido para la MC es igual a la propuesta en el Mapa Digital de México, del Instituto de Nacional de Estadística, Geografía e Informática. La MC es una planicie elevada que se localiza en la parte central de México, más de la mitad de su superficie se encuentra por encima de la cota 2 000 y las elevaciones topográficas en su interior son moderadas, la mayoría forman desniveles inferiores a los 600 m (Figura 1). Se encuentra limitada al norte y oriente por la Sierra Madre Oriental (SMOr), hacia el occidente por la Sierra Madre Occidental (SMOc) y al sur por la depresión conocida como El Bajío. Una característica distintiva es que las provincias fisiográficas circundantes tienen, en general, relieves más pronunciados. Hacia el norte y oriente aparece la Sierra Madre Oriental, que es una cadena montañosa originada por la deformación contractiva de la orogenia Laramide (e. g., Eguiluz-de Antuñano et al., 2000). En la parte oriental esta cadena montañosa muestra cotas por debajo de los 2 000 msnm mientras que hacia la zona y nororiente la hipsografía es más elevada, rebasando los 2800 msnm en las montañas más altas (Figura 1). Hacia el occidente, la MC limita con la Sierra Madre Occidental, que es una cadena montañosa de origen volcánico (e. g., Aranda-Gómez et al., 2000), en la parte en que esa provincia colinda con la MC aparece un cordón de ca. 130 km de ancho en promedio, con elevaciones que rebasan en numerosos lugares los 2 800 msnm (Figura 1) y a partir del cual, hacia el occidente, las elevaciones son menores a 2 000 msnm y decrecen paulatinamente por un espacio superior a 400 km hasta llegar a la costa. Hacia el sur, la MC colinda con una depresión topográfica conocida como El Bajío, las elevaciones pasan abruptamente de cotas superiores a los 2000 msnm a una cota promedio de 1800 msnm.

Dentro de la MC se pueden reconocer dos regiones. La región sur, donde se localizan las cotas más elevadas, se encuentra por encima de los 2 000 msnm con excepción del valle de Aguascalientes. Esa región de la MC es una región montañosa, cubierta en su mayor parte por rocas volcánicas cenozoicas (Nieto-Samaniego et al., 1999), muestra un estado de erosión mucho más activo que la región norte, con desniveles más pronunciados y los rasgos estructurales, principalmente fallas normales, se observan menos erosionados. Si se traza un perfil aproximadamente este-oeste que atraviese la región meridional de la MC y se extienda fuera de los límites de ésta, se podrá observar que las cotas promedio de la SMOc y la SMOr están por debajo de la cota promedio de la MC, también es notable que los desniveles dentro de la MC son menores a los observados dentro de la SMOc y SMOr, lo que le confiere su carácter de una meseta elevada y relativamente más alta que las regiones circundantes (Figura 1). En contraste, la región norte, que es la de mayor tamaño, muestra un estado de erosión más avanzado con grandes cuencas continentales rellenas de sedimentos aluviales y lacustres, algunas de ellas endorreicas. Esa región tiene las cotas más bajas y los desniveles menores, la parte más septentrional se encuentra por debajo de la cota 2 000 (Figura 1). A diferencia de la porción meridional, si se traza un perfil E-W en la parte norte se observa que la MC constituye una zona relativamente deprimida y más plana que las sierras que la limitan (Figura 1), constituyendo así una meseta elevada, pero relativamente más baja que las regiones colindantes.

El límite entre las dos regiones de la MC descritas en el párrafo anterior lo constituye un gran lineamiento de más de 1 600 km de longitud con rumbo NW, que ha sido documentado como un sistema de fallas normales de edad cenozoica en San Luis Potosí-San Luis de la Paz (Alaniz- Alvarez et al., 2001), Salinas de Hidalgo (La Ballena, Silva-Romo, 1996) y Nazas-Rodeo (Aranda-Gómez et al., 2003); existen además otros reportes locales de fallas normales paralelas al lineamiento sobre su traza en las zonas mineras de Zacatecas y Fresnillo (De Cserna, 1976; Ponce y Clark, 1988; Albinson, 1988).

Figura 1. Modelo de elevación digital de la República Mexicana indicando la ubicación de la Mesa Central. FVTM: Faja Volcánica Transmexicana. La línea punteada indica la división entre la parte sur y norte de la Mesa Central. Las líneas verdes muestran la ubicación de los perfiles mostrados en la Figura 2.

 

3. La corteza y la litósfera de la Mesa Central

La estructura de la corteza en la MC y Sierra Madre Occidental ha sido interpretada a partir de la estructura sísmica reportada por distintos autores (Meyer et al., 1958; Fix, 1975; Rivera y Ponce, 1986). Adicionalmente Kerdan (1992) realizó la interpretación de la estructura cortical basándose en el estudio de un perfil gravimétrico a lo largo del Trópico de Cáncer, abarcando desde la península de Baja California hasta el Golfo de México. En su modelo utilizó como condicionantes las densidades propuestas por los modelos sísmicos mencionados arriba. El espesor más probable para la corteza de la MC es de ca. 32 km y contrasta con los espesores de la SMOr y SMOc que tienen espesores de ca. 37 y 40 km respectivamente (Kerdan, 1992; Campos-Enriquez et al., 1992; Nieto-Samaniego et al., 1999) (Figura 2). Fix (1975) interpreta en su modelo sísmico que bajo el bloque adelgazado de la MC existe una zona de fusión parcial cercana a 20%, que inicia alrededor de los 34 km de profundidad y se extiende hasta los 260 km, disminuyendo paulatinamente el porcentaje de fusión parcial. Esto es apoyado por la presencia de basanitas cuaternarias portadoras de xenolitos del manto y de la base de la corteza, que han sido reportadas por Aranda- Gómez et al. (1993a). Información indirecta acerca de la temperatura en la base de la corteza fue obtenida por Hayob et al. (1989), los datos se basan en las temperaturas de granulitización (950–1125 °C) y en las temperaturas de exsolución de feldespato y homogenización de plagioclasa (850–900 °C), calculadas para xenolitos de la base de la corteza colectados en la parte meridional de la MC. Esos autores propusieron la existencia de un proceso de granulitización en la corteza inferior de la MC que ha tenido lugar durante el Oligoceno-Cuaternario, también deducen que la temperatura actual más probable en la base de la corteza es de al menos 850 °C.

Con la información disponible, la configuración más probable de la corteza en la Mesa Central y la parte más superior del manto es como se ilustra en la Figura 2c. La MC muestra una corteza adelgazada y elevada, que está bordeada por dos bloques corticales relativamente más gruesos y deprimidos. Bajo la corteza de la MC aparecen “atrapados” cuerpos parcialmente fundidos de material mantélico. Esta configuración es típica en procesos de adición de base cortical, lo cual sugiere ese mecanismo como probablemente responsable del levantamiento de la corteza sobreyacente debido a la presencia de material parcialmente fundido bajo la zona elevada. Asociado a este fenómeno se espera que ocurra el calentamiento de la parte inferior y media de la corteza produciendo una elevación de las isotermas.

Figura 2. Perfiles que muestran la estructura de la corteza en la Mesa Central, su ubicación se muestra en la Figura 1. El perfil A-A’ corresponde al modelo obtenido por inversión de datos gravimétricos y el perfil B-B’ está basado en la hipsografía y espesores de la corteza publicados por diversos autores (véase discusión completa en texto). El perfil C-C’ muestra un modelo idealizado de la estructura de la corteza en la Mesa Central propuesto en este trabajo.

 

4. Estratigrafía

Dentro de la MC no hay afloramientos documentados de rocas paleozoicas, sólo al suroccidente de San Juan del Río, Dgo. se han reportado afloramientos pequeños de esquistos de muscovita (Figura 3) cuyo metamorfismo fue fechado en ca. 252 Ma (40Ar/39Ar en muscovita; Iriondo, 2003). En contraste, las rocas paleozoicas afloran hacia los bordes de la MC y dentro de la Sierra Madre Oriental (Ortega-Gutiérrez et al., 1992; Sánchez-Zavala et al., 1999). Hay trabajos en los que se consideró la presencia de rocas paleozoicas dentro de la MC, pero sin que exista una evidencia contundente: en Zacatecas, Burckhardt y Scalia (1906) consideraron una posible edad paleozoica para los esquistos y filitas que subyacen discordantemente a una secuencia de filitas con contenido fósil del Cárnico; la edad paleozoica fue cuestionada por McGehee (1976), dado que en su sección estratigráfica no identifica dicha discordancia, sin que exista a la fecha evidencia adicional que apunte hacia una edad paleozoica. En la Sierra de Catorce, Zárate-del Valle (1982), Bacon (1978) y Franco- Rubio (1999) consideraron una edad paleozoica para la base de la secuencia estratigráfica, principalmente apoyados en la presencia de unas esporas pensilvánicas (Bacon, 1978) y de restos de plantas fósiles (Franco-Rubio, 1999); esas edades han sido cuestionadas por Hoppe et al. (2002) y Barboza-Gudiño et al. (2004), quienes presentan argumentos sedimentológicos y estratigráficos que indican una edad más probable del Triásico Superior para las rocas que afloran en la base de la secuencia estratigráfica de la Sierra de Catorce.

 

4.1. Mesozoico

4.1.1. Triásico

Dentro de la MC han sido reportados afloramientos de rocas del Triásico Superior, cuya edad fue establecida por su contenido fósil, las localidades son: la sierra de Salinas (Peñón Blanco, Silva-Romo, 1996), Charcas, S. L. P. (Cantú-Chapa, 1969), Zacatecas, Zac. (Burckhardt y Scalia, 1906), y adicionalmente en la Sierra de Catorce, donde la secuencia turbidítica que aflora en la base de la columna expuesta fue asignada al Triásico por correlación litológica con las localidades mencionadas (Barboza-Gudiño et al., 2004) (Figura 3). En la sierra de Salinas, Charcas y la Sierra de Catorce, las rocas triásicas consisten principalmente de secuencias potentes de arenisca y lutita, y muestran características que las identifican como secuencias turbidíticas (Silva-Romo, 1996; Silva-Romo et al., 2000; Centeno- García y Silva-Romo, 1997). En Zacatecas, las rocas triásicas son sedimentos clásticos con grados bajos de metamorfismo, hacia la base predominan esquisto y filita con intercalaciones de arenisca y conglomerado; encima de esas rocas hay una secuencia de filita con arenisca y mármol. Entre ambas secuencias se ha propuesto la existencia de una discordancia, pero no hay acuerdo sobre su existencia (McGehee, 1976; Ranson et al., 1982; Monod y Calvet, 1991; Quintero-Legorreta, 1992). Aparecen también rocas ígneas de composición básica denominadas por varios autores como “roca verde” cuya relación con los sedimentos es principalmente de carácter intrusivo (diques, sills y otros cuerpos intrusivos), esas rocas son de edad más reciente y han sido interpretadas cretácicas (Centeno-García y Silva-Romo, 1997). Sin embargo, se han reportado afloramientos de rocas con estructuras que sugieren ser lavas almohadilladas intercaladas con los sedimentos triásicos (Burckhardt y Scalia, 1906; McGehee, 1976).

El carácter turbidítico de las secuencias triásicas en la sierra de Salinas, en la Sierra de Catorce y en Charcas, S. L. P., ha sido interpretado como evidencia de que en esa región existió un margen continental. La zona continental aportadora de clásticos estaría localizada hacia el ENE. Hacia el W-SW se localizaría una región oceánica, representada por las rocas sedimentarias clásticas de Zacatecas, Zac. (Figura 4).

Hay localidades de rocas volcanosedimentarias que algunos autores correlacionan con las rocas triásicas de Zacatecas, pero que su edad es materia de debate. Su presencia en Fresnillo fue propuesta por De Cserna (1976), pero no hay acuerdo en la literatura acerca de su edad y algunos indicios aislados indican que las rocas señaladas por ese autor pudieran ser en realidad cretácicas (Centeno- García y Silva-Romo, 1997). En la Manganita, localizada 80 km al NW de Zacatecas, también han sido reportadas estas rocas con intercalaciones de “tobas híbridas” (López- Infanzón, 1986), pero no existe información publicada donde se documente su edad y composición. En la Sierra de Guanajuato se ha documentado rocas con características de secuencias de cuenca, pero los fechamientos hasta ahora apuntan a una edad Jurásico Tardío-Cretácico Temprano; Freydier et al. (1996) las consideraron de esa edad por su cercanía a la secuencia de arco volcánico conocida como secuencia magmática de Guanajuato que aflora al oriente y cuya edad fue determinada con fechamientos K-Ar, la mayoría en roca total, realizados en basaltos, dioritas, tonalitas y gabros (Lapierre et al., 1992) así como una edad U-Pb de 146.1 Ma en circón (Mortensen et al., 2003). En las cercanías de León, Gto., se conoce un registro estratigráfi co directo de la relación entre la secuencia volcánica con sedimentos de cuenca y rocas calcáreas, en ese lugar las rocas volcánicas yacen en discordancia angular bajo calizas que contienen una gran cantidad de fauna fósil de edad Aptiano-Cenomaniano (Quintero-Legorreta, 1992; Chiodi et al., 1988). Las rocas volcánicas presentan metamorfismo en facies esquistos verdes y alteración hidrotermal y tienen el registro de dos deformaciones penetrativas y han sido correlacionadas por su similitud litológica con las rocas triásicas de Zacatecas por Quintero-Legorreta (1992), pero ese autor no cuenta con edades isotópicas ni paleontológicas. También se conoce de la existencia en Corrales, Gto., de secuencias sedimentarias con rocas basálticas marinas semejantes a las de Guanajuato y Zacatecas, de edad Cretácico Temprano (Freydier et al., 1996).

Figura 3. Mapa geológico que muestra las localidades mencionadas en el texto. Ags: Aguascalientes, Cr: Corrales, G: Guadalajara, SC: La Sauceda, PB: Peñón Blanco, S14: Sierra de Catorce, SGTO: Sierra de Guanajuato, SLP: San Luis Potosí, SMA: San Miguel de Allende, SSM: Sierra de San Miguelito, SSF: sierra de San Felipe, SSal: sierra de Salinas.

 

4.1.2. Discordancia del Triásico Superior-Jurásico Inferior

Sobre las rocas de edad triásica de la Mesa Central aparece una discordancia, la cual se puede observar en los afloramientos de rocas triásicas marinas de Zacatecas, Zac., sierra de Salinas, Sierra de Catorce y Charcas, S. L. P. Las rocas continentales que se encuentran encima de esta discordancia y que están distribuidas ampliamente dentro y fuera de la MC, en la Sierra Madre Oriental (Carillo- Bravo, 1971; Barboza-Gudiño et al. 1999) y en el sur de México (Morán-Zenteno et al., 1993), indican claramente una extensión muy amplia de esa discordancia.

 

4.1.3. Jurásico

Se han reconocido dos conjuntos litológicos y una discordancia con edades jurásicas:

Jurásico Temprano-Medio. El conjunto de rocas más antiguo de edad jurásica registra una etapa en la cual la Mesa Central estuvo emergida, está constituido de rocas continentales, conglomerado y arenisca con rocas volcánicas intercaladas. Su edad queda definida del Jurásico Temprano-Medio por yacer discordantemente sobre las rocas triásicas marinas y ser cubiertas, también discordantemente, por rocas marinas del Jurásico Superior (Silva- Romo, 1996; Barboza-Gudiño et al., 2004). La presencia del Jurásico Inferior-Medio atestigua el fin de la acumulación de rocas marinas clásticas depositadas en el margen del cratón norteamericano. En su lugar ocurrió el depósito de sedimentos clásticos en un ambiente continental y con la presencia de actividad volcánica subaérea, durante un lapso cuya duración no se tiene bien definida, pero durante el cual la MC se mantuvo emergida.

Discordancia del Jurásico Medio. Encima de las rocas continentales de edad Jurásico Temprano-Medio aparece una discordancia cuya extensión cubre toda la Mesa Central (Pantoja-Alor, 1963; López-Infanzón, 1986; Silva Romo, 1996). El alcance estratigráfico de esta discordancia no está bien definido por la imprecisión que se tiene de la edad de los sedimentos continentales que la subyacen, pero se localiza entre la parte superior del Jurásico Medio y la base del Jurásico Superior.

Figura 4. Reconstrucciones paleogeográficas para el Triásico y Cretácico de la Mesa Central. PVSL: Plataforma Valle-San Luis, CMCM: Cuenca Mesozoica del Centro de México, T: Torreón, SLP: San Luis Potosí.

 

No obstante haber sido descrita esta discordancia en detalle en varias localidades (Bacon, 1978; Silva-Romo, 1996), la presencia de esta discordancia en la Sierra de Catorce ha sido cuestionada por Barboza-Gudiño et al. (2004). El registro estratigráfico pre-Oxfordiano en la MC ha sido ampliamente discutido en la literatura; sin embargo persisten aún numerosas dudas con referencia principalmente a la edad de varias unidades litoestratigráficas, así como incertidumbre en la correlación entre las distintas unidades reportadas en la literatura. Para una revisión completa de este tema consúltese a Barboza-Gudiño et al. (1999) y Bartolini et al. (1999).

Jurásico Superior. El segundo conjunto litológico de edad jurásica está formado por rocas marinas calcáreas, cuya parte inferior está compuesta de caliza y caliza dolomítica de plataforma (Formación Zuloaga), mientras que la parte superior la constituye principalmente limolita calcárea que presenta estratos de pedernal (Formación La Caja). La edad de este conjunto ha sido definida por el contenido fósil y abarca del Oxfordiano al Tithoniano (Imlay, 1938). La presencia de estas rocas documenta, para ese tiempo, el paso de un ambiente continental a un ambiente de sedimentación marina en toda la MC. Las condiciones marinas permanecerán a partir del Oxfordiano hasta la parte superior del Cretácico (Formación Caracol), abarcando un lapso cercano a los 90 Ma.

 

4.1.4. Cretácico

El advenimiento de un ambiente de sedimentación marina iniciado en el Jurásico Tardío se manifiesta en la MC y sus alrededores en tres ambientes marinos claramente distinguibles:

(1) En el borde oriental de la MC y más hacia el oriente se depositaron los sedimentos de la Plataforma Valles-San Luis Potosí (PVSLP), formando una acumulación con espesores superiores a 4 000 m (Carrillo-Bravo, 1971). Ese depósito inició en el Jurásico Tardío sobre lechos rojos continentales, y se extiende en el Cretácico con los sedimentos de la PVSLP, que consisten de evaporitas y mayormente, de caliza tipo arrecifal, prearrecifal y postarrecifal. Todo este conjunto de rocas se encuentra plegado (Carrillo-Bravo, 1971; López-Doncel, 2003).

(2) Hacia el occidente de la PVSLP y ocupando casi la totalidad de la MC se localiza un paquete muy grueso de sedimentos marinos, depositados en mar abierto y aguas profundas, en lo que se ha denominado Cuenca Mesozoica del Centro de México (Carrillo-Bravo, 1971). El registro estratigráfico indica una subsidencia rápida, con una acumulación superior a 6 000 m de sedimentos, que inicia con el depósito de la caliza de plataforma del Jurásico Superior sobre lechos rojos y rocas volcánicas continentales. Hacia el Cretácico, pasa a caliza arcillosa y a lutita calcárea, culminando hacia la cima en rocas clásticas, principalmente arenisca con numerosos clastos de rocas volcánicas (Formación Caracol), que marcan la regresión marina que puso fin a las condiciones marinas en la MC hacia el Cretácico Tardío. La edad de la Formación Caracol está pobremente establecida, en Durango se le asignó un alcance hasta el Coniaciano por correlación litológica y posición estratigráfica (Roldán-Quintana, 1968) y en San Luis Potosí, Carrillo-Bravo (1971) le asigna su máximo alcance a la mitad del Maastrichtiano, sin especificar los criterios que lo conducen a asignarle esa edad. Estas rocas comparten la deformación contráctil de las rocas calcáreas de la PVSLP.

(3) Hacia el occidente de la Cuenca Mesozoica del Centro de México y localizándose en el margen occidental y sur de la MC, aparece una secuencia volcanosedimentaria marina, formada por un apilamiento grueso de basalto almohadillado, derrames, y cuerpos intrusivos de diabasa, que se encuentran intercalados con capas de toba, pizarra, pedernal y radiolarita. El componente sedimentario más importante consiste principalmente en lutita, arenisca y algunas calizas (Ranson et al. 1982; Centeno-García y Silva Romo, 1997, Martínez-Reyes, 1992). Este conjunto litológico se extiende ampliamente en la parte occidental de México hacia el norte y sur de la MC (Freydier et al., 1996). Las rocas de este conjunto litológico tienen una fuerte deformación contractiva y, a diferencia de las rocas de la Cuenca Mesozoica del Centro de México y de la Plataforma Valles-San Luis Potosí, muestran una facies metamórfica de esquistos verdes, principalmente en los componentes volcánicos. Estas rocas han sido interpretadas como una secuencia de arco volcánico marino, cuya edad no está definida con precisión, pero las evidencias conocidas indican una edad Jurásico Tardío-Cretácico Temprano (Corona-Chávez y López-Picos, 1988; Freydier et al., 1996; Mortensen et al., 2003).

Es muy notable que el límite entre la Plataforma Valles- San Luis Potosí y la Cuenca Mesozoica del Centro de México coincide con el límite oriental de la MC y con la traza del sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende (Alaniz-Álvarez et al., 2002). Por otra parte, el límite entre de la Cuenca Mesozoica del Centro de México y la secuencia volcanosedimentaria mesozoica, sigue burdamente la mayor parte del borde occidental de la Mesa Central y el sistema de fallas San Luis–Tepehuanes el cual se describe más adelante.

Discordancia del Neocomiano. Sobre las rocas volcanosedimentarias que afloran en el límite oeste de la MC, cuya edad va del Jurásico Tardío al Cretácico Temprano, aparece una discordancia cuya extensión y alcance estratigráfi co no han sido definidos. Fue documentada por Quintero-Legorreta (1992) en las cercanías de León, Gto., quién la describe como una discordancia angular localizada entre rocas sedimentarias clásticas asociadas con rocas volcánicas marinas de edad pobremente definida del Jurásico Superior–Neocomiano y rocas calcáreas fosilíferas de edad Aptiano-Cenomaniano. Esta discordancia no ha sido documentada en las rocas pertenecientes a la Cuenca Mesozoica del Centro de México, donde la sedimentación marina abarca del Oxfordiano hasta el Campaniano- Maastrichtiano. De esta manera, es posible inferir que la discordancia se extienda solamente en la parte occidental de la MC entre los conjuntos volcanosedimentarios y las rocas calcáreas de la Cuenca Mesozoica del Centro de México y abarcaría la parte superior del Neocomiano. La presencia de metamorfismo de grado bajo y de dos fases de deformación en el conjunto volcanosedimentario, en contraste con las rocas de la Cuenca del Mesozoica Centro de México que no muestran metamorfismo y tienen solamente evidencias de la fase de acortamiento laramídico, han llevado a algunos autores a inferir una fase orogénica Nevadiana (Quintero-Legorreta, 1992), probablemente responsable de la yuxtaposición y transporte del conjunto volcanosedimentario hacia el E-NE, que quedaría representada estratigráficamente en la discordancia descrita.

 

4.2. Cenozoico

Encima de las rocas mesozoicas se encuentran rocas continentales, sedimentarias y volcánicas que marcan el cambio del medio marino a uno continental, el cual perdurará en la MC hasta el presente. Dentro del registro estratigráfico se identifican tres discordancias regionales.

 

4.2.1. Discordancia Mesozoico-Terciario

Sobre los conjuntos litológicos mesozoicos, deformados y en algunos casos metamorfizados en grados bajos, aparece una discordancia angular y erosional que se extiende en toda la MC y en la mayor parte de México. Dentro de la MC dicha discordancia abarca un lapso que va del Cretácico Superior al Paleoceno en la parte occidental, y del Maastrichtiano al Paleoceno en la parte oriental, sin que sus límites temporales estén definidos con precisión; Munguía-Rojas et al. (2000) la delimitan abarcando el Santoniano en 26° latitud N y 104° longitud W, haciéndose más antigua hacia el oeste. Esta discordancia representa el hiatus sedimentario ocurrido durante la fase orogénica laramídica.

 

4.2.2. Sedimentos continentales del Paleoceno-Eoceno medio

Estas rocas afloran en zonas extensas en la parte N y NW de la MC y en localidades aisladas en el centro, sur y este (Figura 3). Consisten principalmente de conglomerado y arenisca, que presentan también, aunque no en todos los afloramientos, rocas volcánicas intercaladas principalmente máficas; en algunos lugares contienen material piroclástico de composición félsica. Los espesores de esta unidad son muy variables pasando de decenas a cientos de metros en distancias cortas, lo que evidencia su depósito en una superficie con relieve topográfico abrupto, al parecer asociado al desarrollo de fosas tectónicas como fue documentado en Guanajuato, Gto., en donde existe uno de sus afloramientos mejor estudiados (Edwards, 1955; Aranda-Gómez y McDowell, 1998). Otras localidades donde ha sido documentada esta unidad son: León, Gto. (Martínez-Reyes, 1992), Zacatecas, Zac. (Edwards, 1955), Fresnillo, Zac. y Sombrerete, Zac. (Albinson, 1988), en distintas localidades del estado de San Luis Potosí (Labarthe-Hernández et al. 1982), en los alrededores de Durango, Dgo. (Córdoba, 1988), en la región de Rodeo, Dgo. (Aguirre Díaz y McDowell, 1991) y en Peñón Blanco, Dgo. (Roldán-Quintana, 1968). En todos los casos estos depósitos posfechan la deformación contráctil laramídica. La edad de estas rocas ha sido definida del Paleoceno- Eoceno por su posición estratigráfica, y en tres localidades se han logrado obtener edades de los sedimentos: la primera localidad es Guanajuato, donde se le asigna una edad del Eoceno porque contiene fósiles de vertebrados con alcance estratigráfico del Paleoceno-Eoceno (Edwards, 1955) y por un fechamiento isotópico realizado en un derrame de andesita intercalado hacia la parte baja de la secuencia, que arrojó una edad de 49.3±1 Ma (K-Ar, plagioclasa, Aranda- Gómez y McDowell, 1998). Esa fecha permite ubicar el inicio de este depósito a finales del Eoceno temprano y la roca más antigua depositada en discordancia sobre los conglomerados tiene una edad de 37±3 Ma (Gross, 1975). La segunda localidad es San Luis Potosí, donde análisis palinológicos ubican a esta unidad en el rango Paleoceno-Eoceno (Labarthe-Hernández et al., 1982). La tercera localidad es Zacatecas, donde la parte superior del conglomerado está intercalada con rocas piroclásticas de 46.8 Ma (K-Ar en biotita; Ponce y Clark, 1988) denominada ignimbrita Los Alamitos por Loza-Aguirre (2005). La información disponible indica como más probable que el depósito de los conglomerados continentales ocurrió en el Eoceno temprano y parte del Eoceno medio, sin que se pueda descartar que parte de ellos sean del Paleoceno.

 

4.2.3. Discordancia del Eoceno medio

Encima de los sedimentos continentales del Paleoceno–Eoceno medio, descritos arriba, aparecen discordancias locales de carácter litológico y en ocasiones angular, que yacen bajo una cubierta de rocas volcánicas. Se las observa en buena parte de la MC, apareciendo de manera discontinua. En la parte sur, centro y oeste de la MC, su posición estratigráfica la localiza en la parte superior del Eoceno medio, mientras que en las localidades donde están ausentes los sedimentos del Paleoceno-Eoceno inferior, la discordancia del Eoceno medio se une con la discordancia Mesozoico-Terciario ya descrita. En la Sierra de Guanajuato la discordancia del Eoceno medio alcanza hasta el Oligoceno y hacia la parte noreste de la MC su alcance estratigráfico se extiende hasta tiempos recientes, dada la ausencia de la cubierta volcánica.

 

4.2.4. Rocas volcánicas del Eoceno medio

Yaciendo sobre el conglomerado del Paleoceno-Eoceno aparecen rocas volcánicas, mayormente máficas, pero también se encuentran rocas de composiciones félsicas. Las localidades donde han sido documentadas son: Guanajuato, Aguascalientes, Zacatecas, Fresnillo, San Luis Potosí (Nieto-Samaniego et al., 1996), Sombrerete-Colorada (Albinson, 1988), Durango (Swanson et al., 1978), Nazas, y se extienden fuera de la MC hacia el norte (Aguirre-Díaz y McDowell, 1991) y hacia el sur (Morán-Zenteno, et al., 2000), formando un cinturón volcánico discontinuo en el occidente de México cuyas edades abarca del Paleoceno tardío al Eoceno (Ferrari et al., 2005). En algunas localidades las rocas volcánicas aparecen discordantes sobre los conglomerados del Paleoceno-Eoceno, como el caso de Guanajuato y en otras aparecen concordantes, como en el caso de Zacatecas.

Dentro de la Mesa Central, las edades isotópicas de la mayoría de las rocas que conforman esta unidad varían entre 37 y 49 Ma, lo que las ubica principalmente en el Eoceno medio (Tabla 1).

 

4.2.5. Discordancia del Eoceno superior-Oligoceno

Entre las rocas del Eoceno medio y las rocas del Oligoceno se aprecia una discordancia angular que ha sido documentada en la región localizada entre Zacatecas, Fresnillo y Sombrerete, en el estado de Zacatecas (Albinson, 1988). En la Sierra de Guanajuato su presencia se hace evidente por la posición estratigráfica de la cubierta volcánica oligocénica, la cual comúnmente cubre directamente a las rocas sedimentarias del Eoceno inferior, o a las rocas mesozoicas. Esta posición también se observa comúnmente en la región comprendida entre San Luis Potosí y Salinas de Hidalgo. La discordancia representa también un hiatus en la actividad volcánica y marca un cambio en la composición de los magmas, ya que se pasa del volcanismo eocénico que presenta ambas composiciones, andesíticas y riolíticas, a un volcanismo preponderantemente riolítico en el Oligoceno.

 

4.2.6. Rocas volcánicas del Oligoceno

Este grupo de rocas constituye el conjunto litológico más distintivo de las partes meridional y occidental de la MC. En la parte meridional de la MC es donde se cuenta con mejor información cartográfica y estratigráfica, teniéndose ya establecida la litoestratigrafía de este conjunto de rocas (Labarthe-Hernández et al., 1982, Nieto-Samaniego et al., 1996 y referencias en esos trabajos). Está conformado casi exclusivamente por rocas volcánicas de composición riolítica, con variaciones composicionales a latita y dacita. La parte inferior está formada mayormente de rocas de volcanismo efusivo: derrames y domos, conteniendo algunas rocas piroclásticas intercaladas. Los domos y derrames forman complejos volcánicos muy grandes que constituyen los núcleos de las sierras más elevadas de la parte sur de la MC, formando apilamientos con espesores que superan los 400 m, por ejemplo en la Sierra de San Miguelito, la Sierra de Guanajuato, la sierra de Codornices, o la sierra de San Felipe (Figura 3). Los fechamientos que se tienen de las riolitas en la parte sur de la MC indican que se emplazaron hacia la parte superior del Oligoceno temprano entre 32 y 29 Ma (Nieto-Samaniego et al., 1996). En la región de Fresnillo y Sombrerete, no se cuenta con información detallada de su estratigrafía, pero los fechamientos isotópicos reportados indican edades entre 27 y 30 Ma para la mayor parte de estas rocas (Huspeni et al., 1984).

La parte superior del conjunto de rocas oligocénicas corresponde a depósitos de actividad volcánica explosiva, se trata de una cubierta de ignimbritas y otras rocas piroclásticas de composición riolítica que aparecen cubriendo a los domos y derrames riolíticos. Las formaciones que constituyen a este conjunto rocoso fueron formalizadas por Labarthe-Hernández et al. (1982). En conjunto se observa a las ignimbritas cubriendo grandes extensiones pero su espesor es moderado superando sólo ocasionalmente los 250 m. Las edades reportadas en San Luis Potosí por Labarthe-Hernández et al. (1982) son de 29 a ∼27 Ma. En la región SE de la Sierra de Guanajuato y en la sierra de Codornices, Nieto-Samaniego et al. (1996) reportaron una ignimbrita de ∼25 Ma que es la unidad más joven de esta secuencia piroclástica. Esas edades han sido corroboradas para afloramientos de esa unidad hasta las cercanías de Celaya, Gto. (Ojeda-García, 2004) (Tabla 2).

En la parte meridional de la MC es notable la ausencia de estructuras tipo caldera que se asocien a este conjunto volcánico, no así en la parte occidental de la MC, donde este tipo de estructuras han sido documentadas (Swanson et al., 1978; Ponce y Clark, 1988). La ausencia de estas estructuras en la parte sur de la MC y su escasez en el límite oriental de la Sierra Madre Occidental, han llevado a proponer que las emisiones de rocas piroclásticas riolíticas en esta región se originaron a partir de actividad fisural, lo que se ve sustentado por la observación de numerosos diques piroclásticos localizados en las unidades infrayacentes de la cubierta ignimbrítica (Labarthe-Hernández et al., 1982; Aguirre-Díaz y Labarthe-Hernández, 2003).

Basados en la distribución geográfica, posición estratigráfica, composición química e isotópica, Orozco-Esquivel et al. (2002) distinguieron dos grupos de rocas que tuvieron un origen diferente, un grupo inferior que queda incluido en el volcanismo efusivo descrito arriba, el cual está formado por derrames, algunos domos y material piroclástico de composición riolítica, cuyo origen asocian a magmas derivados del manto. El segundo grupo lo constituyen un grupo muy voluminoso de domos y derrames riolíticos que forman la parte superior de la secuencia del volcanismo efusivo y la totalidad de la cubierta piroclástica. A este segundo conjunto de rocas las consideran originadas principalmente por procesos de fusión parcial en desequilibrio de rocas corticales, teniendo un escaso aporte de magmas mantélicos. Al parecer el cambio en la composición de los magmas que constituyeron estos dos grupos de rocas ocurrió alrededor de los 30 Ma.

En numerosos reportes privados y en algunos trabajos publicados se documenta que algunas rocas volcánicas aparecen intercaladas con los depósitos sedimentarios que rellenan cuencas continentales en la porción sur de la MC (Jiménez-Nava, 1993, Martínez-Ruiz y Cuellar-González, 1978); intercalaciones similares fueron reportadas por Córdoba (1988) para la Formación San Pablo, en las localidades ubicadas ∼20 km al norte de San Juan del Río, Dgo. Presumiblemente esas rocas volcánicas corresponden al conjunto oligocénico por tratarse de ignimbritas de composición riolítica. Sin embargo, sólo se han reportado fechas isotópicas de esas rocas para la región de San Miguel de Allende–Guanajuato (Nieto-Samaniego et al., 1996). Aunque para establecer los alcances estratigráficos de las rocas volcánicas intercaladas con los sedimentos continentales resulta indispensable contar con un mayor número de fechamientos, la información con que se cuenta hasta este momento hace suponer que durante el Oligoceno, sincrónicamente con el volcanismo, se depositaron sedimentos continentales en buena parte de la MC.

Tabla 1. Edades isotópicas de la Mesa Central.

Nota: Algunas edades referidas en el texto no aparecen en esta tabla por carecer de la información completa; esas edades deberán ser consultadas en la fuente original citada en el texto.

 

4.2.7. Rocas volcánicas del Mioceno medio y superior Yaciendo discordantemente sobre el conjunto volcánico oligocénico, o bien intercaladas con los sedimentos que rellenan las cuencas continentales cenozoicas, aparecen rocas volcánicas de composición máfica y de edad miocénica. Este conjunto de rocas ha sido reportado aisladamente en numerosas localidades de la MC, especialmente en sus porciones centro, sur y occidente.

Córdoba-Méndez (1988) define la Formación Metates, localizada en el extremo NW de la MC, la describe como derrames de basalto de olivino y basalto andesítico, que comúnmente contienen xenolitos de peridotita, gneis y otras rocas metamórficas. La Formación Metates fue fechada fuera de la MC en su localidad tipo, la cual está ubicada hacia el occidente de la ciudad de Durango, en ese lugar se obtuvieron edades de ∼12 Ma (McDowell y Keizer, 1977; Henry y Aranda-Gómez, 2000).

En la región de Los Encinos (Figura 3) aflora un campo volcánico de basaltos alcalinos con edades que varían entre 10.6-13.6 Ma (Luhr et al., 1995). Dentro de la porción sur de la MC, en el estado de San Luis Potosí, Labarthe-Henández et al. (1982) establecen una unidad litoestratigráfica denominada Basalto Cabras cuya edad desconocen, pero la asignaron al Oligoceno tardío por yacer sobre ignimbritas fechadas en ∼27 Ma. Sin embargo, un fechamiento en andesitas que afloran en la parte NE del estado de San Luis Potosí, y que presumiblemente corresponden al Basalto Cabras, fue reportado por Nieto-Samaniego et al. (1999), obteniendo una edad K-Ar en plagioclasas de 13.2±0.6 Ma.

Al sur de San Luis Potosí, en la Sierra de Guanajuato, afloran basaltos y andesitas que coronan las partes elevadas que fueron denominados Basalto El Cubilete por Martínez-Reyes (1992); esas rocas fueron fechadas en 13.5 Ma por Aguirre-Díaz et al. (1997). En los alrededores de San Miguel de Allende, en la esquina SE de la MC, hay derrames de lava y estratovolcanes de composición andesítica y basáltica cuyas edades varían de 16 a ∼10 Ma (Pérez-Venzor et al., 1996, Verma y Carrasco-Núñez, 2003). Estas rocas volcánicas se extienden ampliamente fuera de la MC a todo lo largo del límite norte de la Faja Volcánica Transmexicana.

 

4.2.8. Rocas volcánicas pliocénicas y cuaternarias

Se han reconocido rocas volcánicas de edad Plioceno- Cuaternario en el centro de la MC, afloran principalmente en pequeños conjuntos de aparatos volcánicos como conos cineríticos y maares en el estado de San Luis Potosí (Labarthe-Hernández et al., 1982). En Durango forman un campo volcánico extenso de aproximadamente 2 000 km2 donde se han documentado más de 100 conos cineríticos y de lava, y han sido reportados algunos maares (Swanson 1989; Aranda-Gómez et al., 2003) cuya edad es cuaternaria. En conjunto las rocas volcánicas pliocénicas y cuaternarias de la Mesa Central se caracterizan porque la composición de sus lavas es alcalina y porque comúnmente son portadoras de xenolitos de lerzolita provenientes del manto y de granulita procedentes de la base de la corteza. Una descripción de su distribución geográfica, de las estructuras volcánicas, así como de la química de las lavas y los xenolitos, puede encontrarse en Swanson (1989) y Aranda-Gómez et al. (1993a, 1993b).

 

Tabla 2. Edades isotópicas de las ignimbritas San Nicolás y El Salto en el Edo. de Guanajuato.
La separación de minerales fue realizada en el Centro de Geociencias y los análisis en el Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica del Instituto de Geología, ambos de la Universidad Nacional Autónoma de México. * Argón radiogénico; † Nieto-Samaniego (1992); # Ojeda-García (2004).

Para una descripción completa de los conjuntos volcánicos que afloran en la MC y sus alrededores, cuyas edades van del Mioceno al Cuaternario, así como una amplia discusión sobre su génesis, consúltese Aranda-Gómez et al. (2005).

 

4.2.9. Rocas sedimentarias del Oligoceno-Cuaternario

Dentro de la Mesa Central y principalmente en su porción sur y occidente, la topografía muestra un conjunto de sierras de poca elevación rodeadas de cuencas continentales con rellenos fluvio-lacustres. Las rocas que forman esta unidad estratigráfica son poco conocidas, pero es evidente que su alcance estratigráfico varía en distintos lugares. En la región de Durango su parte inferior ha sido reportada con el nombre de formación San Pablo y su parte superior como Formación Los Llanos o formación Guadiana (Córdoba- Méndez, 1988) conteniendo intercaladas rocas volcánicas de composición félsica y rocas volcánicas máficas pertenecientes a los conjuntos volcánicos del Oligoceno y del Plioceno-Cuaternario respectivamente. En San Luis Potosí, Zacatecas y Guanajuato las rocas sedimentarias muestran intercalaciones de rocas volcánicas félsicas y máficas de edades oligocénicas o del Mioceno medio y se sabe que las partes superiores de los sedimentos que constituyen este grupo de rocas tienen edades que alcanzan el Cuaternario, dado su contenido fósil (Montellano-Ballesteros, 1990; Carranza-Castañeda et al., 1994).

 

4.3. Cuerpos intrusivos

En la Mesa Central afloran numerosos cuerpos intrusivos de dimensiones pequeñas, la mayoría son de edad terciaria. Existen pocos estudios específicos sobre ellos y en general se encuentran dispersos en literatura no convencional (tesis, informes y reportes de empresas privadas o de dependencias gubernamentales). La principal fuente de información sobre su distribución y edad proviene de las cartas geológicas editadas por el Servicio Geológico Mexicano, las cuales se encuentran en acceso gratuito en la dirección electrónica http://www.coremisgm.gob.mx/. A continuación se describen solamente tres de los más importantes cuerpos plutónicos que afloran en la Mesa Central.

 

4.3.1. Granito de Comanja, Guanajuato

Fue definido por Quintero-Legorreta (1992), aflora de manera intermitente en la mayor parte de la Sierra de Guanajuato (Figura 5). De acuerdo con este autor, el cuerpo de granito ocupa un área de aproximadamente 160 km2 y presenta una mineralogía formada por cristales de feldespato potásico dentro de una masa de cristales de cuarzo y plagioclasa de menor tamaño. La mica presente es biotita en cantidades subordinadas.

El granito corta a las unidades mesozoicas plegadas y muestra su carácter postorogénico al no observarse deformado y producir contactos intrusivos produciendo metamorfismo de contacto en las rocas mesozoicas en las que está emplazado. El granito es cubierto discordantemente por las rocas terciarias, yace bajo conglomerados continentales pertenecientes al grupo “Sedimentos continentales del Paleoceno-Eoceno medio” ya descritos, y bajo ignimbritas riolíticas de edad Oligoceno (28.2±0.7 Ma, K-Ar en sanidino; Nieto-Samaniego et al., 1996). Dos edades K-Ar en biotitas obtenidas por Mujica-Mondragón y Albarrán-Jacobo (1983; referido en Quintero-Legorreta, 1992) dieron edades de 55±4 y 58±5 Ma, por lo que su edad se ubica en el Paleoceno tardío.

 

4.3.2. Intrusivo Peñón Blanco, Zacatecas

Aflora en la sierra de Salinas, a manera de varios cuerpos plutónicos e hipabisales, el mayor de ellos conforma el denominado Peñón Blanco. Su textura es porfídica, con fenocristales en una matriz equigranular. Presentan una mineralogía de cuarzo (ca. 35%), ortoclasa (10–15%), oligoclasa (ca. 10%) y muscovita (3.5–4%) y presenta turmalina negra como mineral accesorio; su composición química y mineralógica indica una composición granítica peraluminosa (Silva- Romo, 1996). Los cuerpos graníticos están emplazados en la secuencia sedimentaria triásica, comúnmente sobre fallas normales. Se conoce el reporte de un fechamiento K-Ar en muscovita en el Peñón Blanco que dio una edad 48±4 Ma (Mujica-Mondragón y Albarrán- Jacobo, 1983; referido en Silva-Romo, 1996).

4.3.3. Intrusivo Palo Verde (El Realito-El Refugio) Está conformado por dos cuerpos principales y numerosos cuerpos intrusivos menores, es denominado Intrusivo Palo Verde por Labarthe-H. et al. (1989), quienes lo describen como una roca subvolcánica, de color gris a café claro, holocristalina, inequigranular, con 20% de fenocristales de ortoclasa o sanidino, plagioclasa y cuarzo en tamaños de entre 2 y 3 mm. La matriz es un agregado de feldespato y cuarzo, con minerales ferromagnesianos (biotita, hastingsita y riebeckita) de 1 mm, dispersos, que constituyen de un 3 a un 5% de la matriz. Se observa que en los cuerpos mayores pasa transicionalmente a riodacita. Su edad no ha sido determinada, pero sus relaciones estratigráficas indican una edad oligocénica ya que intrusiona a ignimbritas de 29.1±0.3 Ma (K-Ar, roca total, Labarthe-H. et al., 1989) y pasa transicionalmente a unidades que por correlación litológica es ubicada por estos mismos autores al Oligoceno.

 

5. Estructuras cenozoicas mayores

5.1. Fallas mayores que limitan la Mesa Central

5.1.1. La falla del Bajío

El límite sur de la Mesa Central lo constituye una falla normal que muestra dos segmentos mayores, el más oriental se extiende desde Celaya hasta Irapuato en el estado de Guanajuato, donde la zona de falla tiene dirección ∼E-W (Figura 5). En el bloque levantado se aprecian dos grupos de fallas con direcciones NW-SE y ENE a NE, en conjunto ambos grupos de estructuras le dan en ese sector una forma aserrada al borde norte de El Bajío, que es una planicie de relleno aluvial de escala regional. En esa zona los desplazamientos mínimos pueden estimarse a partir de los desniveles en el escarpe de la sierra, que son de entre 150 y 250 m y los espesores del relleno reportados en los alrededores de Celaya que son cercanos a los 100 m (Trujillo-Candelaria, 1985). Debe considerarse también, que en zonas donde hay fallas transversales cubiertas por los depósitos aluviales dentro del bloque caído, los espesores de los sedimentos llegan a alcanzar los 250 m (Trujillo-Candelaria, 1985). De la información anterior podemos considerar como una estimación general que el hundimiento (rechazo vertical) producido por la falla del Bajío en esa zona es del orden de 350 a 500 m.

El segundo segmento de la falla del Bajío forma el escarpe SW de la Sierra de Guanajuato, siendo ésta el bloque levantado de la falla, tiene 80 km de largo y se extiende desde Irapuato hasta León, ambos en el estado de Guanajuato. La falla hace aflorar la secuencia volcanosedimentaria marina de edad cretácica, ya descrita en el apartado de Estratigrafía. La estructura está formada por una serie de fallas normales de ángulo alto, escalonadas y con bloque hundido al SW. Los desplazamientos de 850 m medidos en las unidades volcánicas oligocénicas (Quintero- Legorreta, 1992) y los espesores de los rellenos aluviales en las cercanías de León (Hernández-Laloth, 1991), permiten asignarle un rechazo vertical acumulado que supera los 1 200 m, y que ocurrió posterior al Oligoceno. Conviene hacer notar que el rechazo vertical posterior al Mioceno medio fue posible estimarlo en ca. 500 m en el Cerro del Cubilete, localizado 20 km al SE de León, por medio del desplazamiento del Basalto El Cubilete de edad 13.5 Ma (Aguirre-Díaz et al., 1997). En la ciudad de Guanajuato se ha estudiado la falla de la Veta Madre, que es una estructura de tipo normal de rumbo NW-SE, paralela a la falla del Bajío y localizada a menos de 10 km al oriente de ella. Dicha falla tiene un desplazamiento medido superior a 1500 m, ocurrido posterior al Oligoceno; si se suma este desplazamiento y los de fallas paralelas cercanas a la falla del Bajío tendríamos en la región de Guanajuato un desplazamiento total que supera los 2 km y un rechazo vertical cercano a los 800 m.

Figura 5. Mapa que muestra la localización de las estructuras mayores de la Mesa Central. GT: graben de Tepehuanes, GR: graben de Rodeo, LS: laguna de Santiaguillo, GRCH-O: graben Río Chico-Otinapa, GA: graben de Aguascalientes, FVH: falla Villa Hidalgo, FBV: falla Buena Vista, FO: falla El Obraje, FVA: falla Villa de Arriaga, FLP: falla Los Pájaros, GC: graben El Cuarenta, FB: falla del Bajío, GS: graben de la Sauceda, GB: graben de Bledos, GVR: graben Villa de Reyes, GVA: graben de Villa de Arista, GE: graben de Enramadas, DQ: depresión de La Quemada, SSM: Sierra de San Miguelito, SG: Sierra de Guanajuato, SC: Sierra de Catorce, SS: sierra de Salinas, RC: Real de Catorce, G: Guanajuato, SLP: San Luis Potosí, SMR: Santa María del Río, SLDP: San Luis de la Paz, ND: Nombre de Dios, SMA: San Miguel de Allende, Q: Querétaro.

Los conglomerados rojos de edad Paleoceno-Eoceno temprano que afloran a lo largo de la traza de la falla del Bajío son indicio de su posible actividad en el Eoceno, aunque dicha actividad no ha sido bien documentada. No se puede descartar que la falla del Bajío tenga un origen mucho más antiguo, pero su individualización se hace evidente hasta el Oligoceno, durante el cual tuvo lugar su actividad mayor y a partir de entonces ha tenido fases sucesivas de reactivación que abarcan por lo menos hasta el Mioceno tardío. A lo largo de su traza afecta a rocas del Mioceno medio, tanto en la región de Guanajuato (Basaltos El Cubilete), como en las cercanías de Salamanca (andesita La Ordeña; Ojeda-García, 2004). No hay evidencias claras de que la falla del Bajío o fallas asociadas hayan tenido actividad pliocénica o más joven. Rocas volcánicas y aparatos volcánicos de esa edad afloran en la región de Salamanca–Celaya y no se observan cortados por fallas.

 

5.1.2. Sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende

El límite oriental de la Mesa Central lo constituye un sistema de fallas normales de dirección N-S que se extiende desde San Miguel de Allende y Querétaro hasta más al norte de la Sierra de Catorce, formando el límite entre la Mesa Central y la Sierra Madre Oriental. Estas fallas corresponden también a la parte septentrional del sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende (SFTSMA) (AlanizÁlvarez et al., 2002, Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego, 2005). Este sistema de fallas coincide también con el límite paleogeográfico, entre la Plataforma Valles-San Luis Potosí, localizada al este, y la Cuenca Mesozoica del Centro de México, localizada al oeste. Estos elementos paleogeográficos ya fueron descritos en el apartado de Estratigrafía; la importancia de la coincidencia de esa transición con el SFTSMA radica en la diferencia batimétrica y posiblemente de espesor cortical de esos paleoelementos, ya que actualmente existen también diferencias similares en los espesores de la corteza a ambos lados del SFTSMA. Esto nos conduce a pensar que tanto las fallas como las diferencias en los espesores corticales actuales, son rasgos heredados de una zona antigua, al menos mesozoica, de transición plataforma marina–cuenca marina y en donde probablemente hubo un sistema de fallas normales semejante al SFTSMA.

Dentro de la MC el rasgo morfológico del SFTSMA se observa segmentado por varios lineamientos NW-SE, algunos de los cuales han sido documentados como sistemas de fallas, los mayores de ellos son el sistema de fallas San Luis-Tepehuanes y la falla del Bajío (Figura 5). Las fallas que forman el SFTSMA han sido reconocidas en las siguientes localidades:

- En la Sierra de Catorce (Barboza-Gudiño et al., 2004), donde se reconocen fallas de dirección ∼N-S que se localizan en el costado oeste de la Sierra de Catorce y buzan hacia el oeste. No se tiene información detallada sobre las magnitudes y edad del desplazamiento ya que no afloran rocas terciarias que permitan cuantificarlos, pero considerando el escarpe que forman las fallas suponemos que su desplazamiento fue preponderantemente de tipo normal. La edad probable de actividad de las fallas es el Paleógeno, ya que cortan a estructuras de dirección NW-SE que tienen emplazados sobre ellas diques cuarzo-monzoníticos de 53±4 Ma (Mujica-Mondragón y Jacobo-Albarrán, 1983). En cuanto a la magnitud de los desplazamientos sólo se sabe que el escarpe alcanza los 1 000 m de desnivel. Al oriente de la Sierra de Catorce hay una falla normal, con el bloque oriental caído, que regionalmente se localiza sobre el lineamiento del margen occidental de la Plataforma Valles-San Luis Potosí (Barboza-Gudiño et al., 2004).

- Graben de Villa de Arista (continuación norte del graben de Villa de Reyes). Se trata de una serie de fallas normales bastante erosionadas que forman un graben con relleno fluvial (Moreira-Rivera et al., 1998). En la ciudad de San Luis Potosí el desplazamiento vertical del graben es de ca. 500 m (Tristán-González, 1986) y las fallas estuvieron activas durante el Oligoceno (Nieto-Samaniego et al., 1997).

- En la región de San Miguel de Allende y Querétaro han sido mejor estudiadas estas fallas, en ambos casos se trata de grupos de fallas normales, paralelas, con dirección de alargamiento este-oeste. En San Miguel de Allende se documentó que la zona de falla principal tiene un rechazo vertical de 450 m y dos fases de actividad ocurridas entre el Oligoceno y el Mioceno medio; en Querétaro las fallas tienen rechazos verticales cercanos a 100 m y edades de actividad del Mioceno tardío (Alaniz-Alvarez et al., 2001).

 

5.1.3. Sistema de fallas San Luis–Tepehuanes

Este sistema de fallas se observa en imágenes de satélite y modelos digitales de elevación como un gran lineamiento de dirección NW-SE que se extiende desde San Luis de la Paz, Gto., hasta Tepehuanes, Dgo. Su traza coincide burdamente con el límite de los afloramientos de rocas volcánicas cenozoicas pertenecientes a la Sierra Madre Occidental, con los afloramientos de las secuencias volcanosedimentarias mesozoicas y con el límite norte de los grábenes de la Sierra Madre Occidental (Figuras 3 y 5). En el sistema de fallas San Luis-Tepehuanes (FSLT) podemos reconocer dos segmentos:

- Su porción oriental se extiende de San Luis de la Paz hasta Salinas de Hidalgo y constituye el límite de las regiones meridional y septentrional de la Mesa Central. Dentro de este segmento, entre San Luis de la Paz y Santa María del Río, se ha cartografiado un sistema formado de numerosas fallas normales con rumbo NW-SE y buzamiento principalmente al SW, que en algunos lugares forman fosas tectónicas y desplazan principalmente a rocas del Oligoceno temprano (Labarthe-Hernández y Tristán-González, 1980; Tristán-González, 1987; Alvarado-Méndez et al., 1997), lo que indica una edad máxima de actividad en el Oligoceno tardío. No se cuenta con información sobre las magnitudes de los desplazamientos producidos a lo largo de esas fallas.

Inmediatamente al occidente del graben de Villa de Reyes, en la Sierra de San Miguelito (Figuras 3 y 5), este sistema de fallas ha sido exhaustivamente estudiado (Labarthe-Hernández y Jiménez-López, 1992, 1993, 1994; Nieto-Samaniego et al,. 1997; Xu et al., 2004), allí está formado por numerosas fallas de rumbos que varían de N60°W a N20°W y echados de 45° a 75° al SW, formando un arreglo tipo dominó que causó un basculamiento promedio de 20° al NE en las capas de rocas volcánicas oligocénicas. Esa deformación produjo una extensión de 0.2 (20%) con dirección ∼NE-SW, perpendicular al rumbo de las fallas (Xu et al., 2004). La edad más antigua de actividad de estas fallas que se logró determinar es previa al Oligoceno, sin poder precisarla, posteriormente ocurrieron varias reactivaciones, la de mayor magnitud ocurrió en el Oligoceno temprano y una segunda de menor magnitud en el Oligoceno tardío, la cual pudo haberse extendido hasta el Mioceno temprano (Nieto-Samaniego et al., 1997).

Continuando sobre la traza del FSLT, la siguiente localidad en que se tienen bien documentadas fallas normales de este sistema es en la sierra de Salinas, localizada 10 km al SSE de Salinas de Hidalgo (Figuras 3 y 5). Esa sierra es alargada en dirección N-S, de aproximadamente 30 km de largo y entre 5 y 10 km de ancho, su flanco oeste es una falla bastante erosionada. El FSLT corta la sierra de manera oblicua, sus fallas tienen dirección promedio N50°W con direcciones de estría que indican un movimiento preponderantemente normal y formando un sistema de horst y graben (Silva-Romo, 1996); ese autor reconoce tres fases de deformación frágil extensional, la más antigua activó fallas ∼N-S y WNW; la segunda fase es responsable de la reactivación de las fallas WNW que cortan la sierra y que pertenecen al FSLT, a estas dos fases les asigna una edad Eoceno temprano-medio, argumentando que fueron contemporáneas o anteriores al emplazamiento de cuerpos graníticos fechados en 48 Ma, ya que hay numerosos diques emplazados en las fallas; por último, tuvo lugar una fase de deformación que activó las fallas ∼N-S que limitan a la sierra hacia el occidente (Silva-Romo, 1996), la edad de esta deformación no es esclarecida por este autor, pero es más joven que las fases anteriores, probablemente del Oligoceno tardío o Mioceno temprano, ya que afecta a la Ignimbrita Villa Hidalgo que parece correlacionarse con ignimbritas oligocénicas de la Mesa Central (Labarthe- Hernández et al., 1982). No se cuenta con información acerca de las magnitudes de desplazamiento producido por estas fallas.

Aproximadamente 60 km al occidente de la sierra de Salinas ya descrita, el FSLT se cruza con el graben de Aguascalientes, observándose que dicho graben termina en la intersección y no continúa hacia el norte. Hay un salto izquierdo aparente en el hombro oeste del graben de Aguascalientes, ya que se lo vuelve a reconocer hasta Guadalupe, población localizada aproximadamente 15 km al occidente (Figuras 3 y 5). En esa zona hay numerosas estructuras de rumbo N70°W, de movimiento principalmente normal, que se localizan sobre la traza del FSLT. Aunque se observaron algunas fallas menores con desplazamientos laterales, no se tiene evidencias de fallas importantes con ese tipo de desplazamiento.

En Zacatecas, y sobre la traza del FSLT, se han cartografiado dos sistemas mayores de fallas (Ponce y Clark, 1988; Caballero-Martínez et al., 1999). Las fallas más antiguas tienen dirección NW-SE, en su mayoría con echados de 50°-70° al SW. Sus longitudes varían entre 4 y 16 km y alojan vetas mineralizadas, de ellas, las más grandes y mejor conocidas son: La Plomosa, Tajos de Pánuco, Veta Grande, Mala Noche, Bote, Cantera y San Rafael (Ponce y Clark, 1988). La edad de los desplazamientos sobre estas fallas no se conoce con exactitud, ya que están emplazadas en rocas mesozoicas. Las fallas NW-SE son cortadas por fallas ∼N-S que limitan la sierra de Zacatecas, y la configuran como un pilar tectónico. No hay información detallada de las edades y magnitudes de los desplazamientos de estas fallas; pero considerando el desnivel que se observa en la sierra, deben de superar en conjunto los 400 m de rechazo vertical y cortan a unidades volcánicas del Eoceno medio (ignimbrita Los Alamitos de 46.8 Ma y formación La Virgen de 36.8 Ma; Ponce y Clark, 1988) y no afectan a las rocas volcánicas oligocénicas (ignimbrita Garabato de 28.0±0.8 Ma, K-Ar en sanidino y riolita Sierra Fría de 27.0±0.7 Ma, K-Ar en sanidino; Loza-Aguirre, 2005), por lo que su edad se ubica entre el Eoceno tardío y el Oligoceno temprano. Estas fallas ∼N-S se observan cortadas por fallas NW-SE, lo que se interpreta como una reactivación del sistema FSLT ocurrida a finales del Oligoceno tardío o posterior, ya que cortan a la ignimbrita Garabato y la riolita Sierra Fría mencionadas arriba.

Por lo descrito en el párrafo anterior, se visualizan dos fases de actividad del FSLT en Zacatecas, una ocurrida en el Eoceno tardío-Oligoceno temprano que es sincrónica con la discordancia descrita en el apartado de Estratigrafía, y la segunda ocurrida hacia finales del Oligoceno o en el Mioceno.

Siguiendo hacia el occidente, sobre la traza del FSLT se localizan los distritos mineros de Fresnillo y Sombrerete, a 50 y 150 km al NW de Zacatecas respectivamente, en ambos casos están documentadas fallas normales cenozoicas. En Fresnillo, las fallas más grandes son las fallas Fresnillo y Laguna Blanca, de dirección N30°–60°W con inclinación al NE; en esa misma zona hay otras fallas normales con esa misma orientación (véase figura 2 en De Cserna, 1976). Los desplazamientos de las fallas no están bien documentados, como un indicio de las magnitudes podemos considerar la falla Laguna Blanca, a la que De Cserna (1976) le supone al menos 1 000 m de desplazamiento. La edad de actividad de las fallas en Frenillo es posterior al Conglomerado Fresnillo, el cual yace en discordancia angular sobre las rocas cretácicas, no presenta deformación plicativa y subyace a rocas volcánicas de 38.3 Ma (Albinson, 1988). Aparecen también fallas con alteración hidrotermal dentro de estas rocas volcánicas y se tienen edades de feldespatos hidrotermales en esas fallas que fueron fechados en 29.1 Ma (Albinson, 1988). Estas relaciones nos llevan a suponer que la actividad de las fallas en la región de Fresnillo ocurrió en el Eoceno tardío-Oligoceno temprano, sin que se puedan descartar eventos previos de actividad en el lapso Paleoceno-Eoceno medio.

En la zona de Sombrerete hay dos grupos de fallas NW-SE de distinta edad, también hay fallas de rumbos E-W y NE-SW, aunque en menor número. Las fallas más antiguas alojan vetas cuya edad de mineralización se ubica entre el Eoceno tardío y el Oligoceno temprano (Albinson 1988), esas fallas cortan rocas en las que se han obtenido edades del Eoceno temprano-medio, sin que haya un control preciso de los niveles estratigráficos dentro de la secuencia volcánica a los que corresponden esas edades. Lo anterior indica una edad de actividad de las fallas del Eoceno medio-tardío. Las fallas más jóvenes desplazan a las vetas y cortan a rocas riolíticas presumiblemente de edad Oligoceno (30-25 Ma) correlacionables con las riolitas oligocénicas de Fresnillo (Albinson 1988).

Hacia el NW de Sombrerete, Zacatecas y siempre sobre la traza del FSLT se sigue un tren de fallas normales que configuran una serie de cuencas continentales con relleno aluvial que sigue hasta las cercanías de Tepehuanes, Durango. No se tiene información detallada de estas fallas pero aparecen en mapas publicados (Cartas Geológico- Mineras del Consejo de Recursos Minerales: Fresnillo, Durango y El Salto, escala 1:250 000, y Tepehuanes, escala 1:50 000). Entre Villa Unión y Canatlán aparece sobre la traza del FSLT el campo volcánico de Durango cuya edad es del Cuaternario, en él se han documentado fallas normales de orientación NW-SE que cortan esas rocas volcánicas (Aranda-Gómez et al., 2003). Más hacia el NW el sistema de fallas continúa formando los grábenes que contienen la laguna de Santiaguillo, de dirección NW-SE, la cual supera los 40 km de longitud y donde han sido documentados sismos históricos y sismicidad instrumental local (Yamamoto, 1993). El extremo NW del FSLT lo constituye el graben de Tepehuanes, cartografiado en escala 1:50 000 (Carta Geológico-Minera del Consejo de Recursos Minerales, Tepehuanes), sin que se cuente con información detallada de las fallas que lo forman. En la región de Durango, el FSLT está bordeado por grandes grábenes y fallas normales de dirección NNW: al oriente el graben de Rodeo en el que se han documentado dos fases de deformación, una de edad Oligoceno temprano entre 32.3 y 30.6 Ma y una segunda de edad Mioceno temprano (∼24 Ma); al occidente se localiza el graben de Río Chico-Otinapa que tuvo actividad entre 12 y 2.5 Ma (Aranda-Gómez et al., 2003).

 

5.1.4. Graben de Aguascalientes

Este sistema de fallas limita al occidente el sector sur de la MC separándola de la Sierra Madre Occidental (Figura 5), consiste de un graben asimétrico (semigraben) cuya falla principal está ubicada al occidente. Esa falla se extiende con dirección N-S por 150 km, desde los Altos de Jalisco hasta su intersección con el FSLT, cerca de Zacatecas. El desplazamiento de la falla mayor en Aguascalientes es de aproximadamente 900 m, fue obtenido por el desnivel de ∼400 m entre las rocas volcánicas que afloran en el bloque levantado (occidental) y el nivel del valle, más el espesor de ∼500 m de los sedimentos que rellenan ese valle, dicho espesor fue estimado a partir del registro de un pozo profundo para agua (Jiménez-Nava, 1993). La falla occidental desplaza rocas volcánicas, principalmente ignimbritas de composición félsica, cuyo alcance estratigráfico no está definido con precisión. Se tienen fechadas las rocas más antiguas al occidente de la ciudad de Aguascalientes que son de edad Eoceno medio y las ignimbritas que coronan la Sierra de Nochistlán localizada inmediatamente al occidente, de edad Oligoceno tardío (Nieto-Samaniego et al., 1997). Adicionalmente, en los registros del pozo profundo en Aguascalientes se describen rocas basálticas intercaladas con los sedimentos cuya edad no está determinada, pero los basaltos más cercanos que yacen sobre la secuencia ignimbrítica, localizados al occidente, en el graben de Tlaltenango y dentro ya de la Sierra Madre Occidental, tienen edades Mioceno temprano (21.8±1.0 Ma, K-Ar en matriz, Moore et al., 1994). La edad de actividad de la falla principal del graben de Aguascalientes es posterior al Oligoceno temprano, sin que se pueda precisar cuántos eventos de deformación han tenido lugar en ella.

La cubierta volcánica cenozoica está presente tanto en la MC como en la Sierra Madre Occidental, sin embargo la morfología y el estilo estructural de ambas provincias fisiográficas es contrastante, la Sierra Madre Occidental presenta en estas latitudes fosas y pilares tectónicos de rumbos que varían de NNE a NNW, muy largos y paralelos y con poco relleno aluvial, mientras que la MC muestra un arreglo complejo de fallas normales con distintos rumbos, pilares tectónicos y fosas con rellenos gruesos de sedimentos continentales aluviales y lacustres que comúnmente forman arreglos romboédricos, siendo el graben de Aguascalientes la estructura que claramente limita ambas provincias.

 

5.2. Sector Transversal de Parras de la Sierra Madre Oriental.

La MC se encuentra limitada al norte por un sistema montañoso de dirección aproximadamente E-W, el cual se observa que es más alto hacia su parte este, superando los 2 000 msnm, mientras que en la parte norte es un poco más bajo, sin alcanzar esa cota. Está constituido por pliegues en rocas mesozoicas que forman parte de la Sierra Madre Oriental y es conocida como Sector Transversal de Parras. Los pliegues tienen dirección N70°W y se caracterizan por ser angostos y alargados, la mayoría de ellos son vergentes al NNE, pero los hay con vergencia opuesta (Eguiluz-de Antuñano et al., 2000). En las cercanías con el límite de la MC los pliegues no se aprecian afectados por las fallas Caballo, Almagre y Juárez de dirección ∼N-S y de edad oligocénica propuestas por Eguiluz-de Antuñano (1984). Por otra parte, se ha documentado la falla de San Marcos y fallas paralelas o asociadas a ella, que se localizan al norte del límite de la MC y que son paralelas al Sector Transversal de Parras, esas fallas han tenido actividad postlaramídica en el Mioceno tardío–Plioceno temprano (Aranda-Gómez et al., 2005; Chávez-Cabello et al., 2004). El rasgo morfológico del Sector Transversal de Parras sugiere la existencia una gran estructura cenozoica; sin embargo, no se han documentado fallas que constituyan el límite norte entre la Mesa Central y la Sierra Madre Oriental.

 

5.3. Sistemas de fallas en el interior de la Mesa Central

Dentro de la Mesa Central hay numerosas fallas cenozoicas que en muchos casos limitan cuencas continentales rellenas de sedimentos fluviales y lacustres. Estas estructuras se pueden reconocer principalmente en el sector meridional de la MC, donde afectan a rocas de edad oligocénica, se reconocen fallas de dirección N-S, E-W, NE-SW y NW-SE, lo que le imprime a la región una configuración estructural compleja (Figura 5); de ellas las más importantes son: el graben de Villa de Reyes de dirección NNE-SSW, con cerca de 100 km de longitud y rechazos verticales que alcanzan los 500 m (Tristán- González, 1986). El graben de La Sauceda de dirección ENE, longitud de ca. 25 km y rechazo vertical que alcanza los 400 m (Nieto-Samaniego, 1992). El graben El Cuarenta, de dirección N-S, 40 km de longitud y rechazo vertical que alcanza 1 000 m (Quintero-Legorreta, 1992). Las fallas normales N-S más importantes son: El Obraje, Villa Hidalgo, Los Pájaros, Buenavista, Villa de Arriaga, y las estructuras NW más importantes son los grábenes de Bledos y Enramadas, así como la depresión de La Quemada (Figura 5).

 

6. Evolución Geológica

El registro litológico que permite inferir la evolución geológica de la Mesa Central inicia en el Triásico Tardío, por los afloramientos de sedimentos marinos. La característica más sobresaliente es la diferencia entre las secuencias turbidíticas de la parte oriental (sierras de Salinas, Catorce, Charcas) y las secuencias clásticas con metamorfismo de grado bajo (filitas) y con componente volcánico de la parte occidental (Zacatecas). Esta distribución de facies permite establecer la existencia de un margen continental localizado en la Mesa Central, con el océano hacia el occidente. La configuración de ese margen es una mera conjetura y su geometría no se puede reconstruir dada escasez de afloramientos.

Hay otras localidades donde afloran sedimentos mesozoicos de cuenca marina, en esos lugares aparecen con rocas volcánicas básicas intercaladas (Figura 3). La distribución de esos afloramientos muestra que las secuencias sedimentarias de cuenca marina con rocas volcánicas se extienden en dirección NW a lo largo del extremo oeste de la MC. Freydier et al. (1996) explican la presencia de estas rocas suponiendo la existencia de una cuenca formada en el Jurásico Tardío–Cretácico Temprano que denominan Cuenca de Arperos. Las rocas que constituirían esta cuenca incluyen los afloramientos de Zacatecas y Guanajuato. Es en este último estado donde se observa a rocas marinas de edad Aptiano-Albiano cubriendo discordantemente a la secuencia deformada de la Cuenca de Arperos, lo que es consistente con la edad asignada por Freydier et al. (1996) del Jurásico Tardío-Cretácico Temprano, y hace suponer a Quintero-Legorreta (1992) la existencia de una fase de deformación ocurrida hacia finales de Neocomiano. Sin embargo, debe considerarse que a ca. 100 km al norte de la Sierra de Guanajuato y ca. 40 km al este de los afloramientos orientales de Zacatecas, aflora la secuencia calcárea perteneciente a la Cuenca Mesozoica del Centro de México en la sierra de Salinas, con un alcance estratigráfico que va del Oxfordiano al Turoniano, sin discordancias ni componentes volcánicos documentados. Por ello, también resulta una opción razonable suponer una edad más antigua que el Cretácico Temprano para las rocas volcanosedimentarias de cuenca de Guanajuato. Este aspecto se mantiene como un problema a resolver en la estratigrafía y evolución tectónica de esta región de México.

Cabe hacer notar que hacia el oriente y nororiente de la MC hay capas rojas de edad Triásico Tardío (CarrilloLa Bravo 1971; López-Infanzón, 1986) que no serán discutidas aquí. Dentro de la Mesa Central, la discordancia que aparece encima de las rocas triásicas, así como el carácter continental y la composición volcanosedimentaria de las rocas de edad Jurásico Medio sobreyacientes, indican un cambio fundamental en el ambiente geológico, evidencian la emersión de la Mesa Central, pasando de un ambiente marino a condiciones subaéreas que se mantienen durante el Jurásico Medio, así como la instauración de un arco volcánico continental. La discordancia que existe encima de las rocas volcanosedimentarias continentales del Jurásico Medio y la secuencia marina del Jurásico Superior (Oxfordiano-Tithoniano) en la que está ausente el componente volcánico, indican claramente que en la Mesa Central tuvo lugar una gran transgresión marina con el cese de la actividad volcánica. La inmersión de la Mesa Central fue sincrónica con la migración hacia el occidente de la zona con volcanismo a lo largo del límite continental. Lo anterior se evidencia porque en el margen surponiente de la Mesa Central están las secuencias volcanosedimentarias de edad Jurásico Tardío-Cretácico Temprano que descasan bajo las rocas Aptiano-Albiano; así como también existen secuencias de arco volcánico del Jurásico Tardío (Oxfordiano) en Sonora (Rangin, 1977) y en general el volcanismo de edad Cretácico bajo la Sierra Madre Occidental (Ferrari et al., 2005). Lo anterior sugiere, como la explicación más sencilla, que la placa en subducción experimentó un aumento en su ángulo de inclinación hacia finales del Jurásico Medio, pudiendo ese mecanismo dar lugar a la migración del arco volcánico hacia el occidente, al mismo tiempo que producir extensión y subsidencia en la placa continental.

Las condiciones marinas en la Mesa Central se mantuvieron por todo el Jurásico Tardío y Cretácico formando la secuencia de cuenca conocida como Cuenca Mesozoica del Centro de México. La secuencia no presenta discordancias mayores que evidencien fases orogénicas, es hasta las unidades superiores donde se presenta un cambio de facies pasando de una sedimentación de calizas a sedimentos terrígenos con materiales detríticos de origen volcánico. Las edades de las secuencias clásticas con material volcánico han sido determinadas paleontológicamente del Cenomaniano-Turoniano en la Mesa Central (Tardy y Mauri 1973, Silva-Romo, 1996); y en la región de Parras, Coahuila, alcanza el Maastrichtiano (Tardy y Maury, 1973). Lo anterior ha sido interpretado como un indicio del comienzo de la orogenia Laramide (Centeno-García y Silva-Romo 1997).

La gran discordancia que aparece sobre las rocas mesozoicas y que se distribuye en toda la Mesa Central registra el tiempo en que ocurrió la orogenia Laramide. El frente orogénico migró de occidente a oriente y la edad máxima de la deformación queda limitada por las edades de las rocas deformadas más jóvenes, que son turonianas en la parte oeste de la Mesa Central y son maastrichtianas en la parte este. Debe considerarse que una gran parte de las rocas deformadas por acortamiento en la Mesa Central están cubiertas por rocas más recientes, por ello es posible que los alcances de las rocas plegadas pudieran abarcar edades más jóvenes pero no hayan sido reconocidas por encontrarse sepultadas. La edad mínima de la deformación está definida por las edades de las rocas continentales o plutónicas no deformadas, en la Sierra de Guanajuato se han documentado cuerpos plutónicos postorogénicos de 54 Ma (Quintero-Legorreta, 1992), así como conglomerados continentales con lavas máficas intercaladas de 49 Ma (Aranda-Gómez y McDowell, 1998). Hay también rocas volcánicas con edades que van de 51 a 37 Ma que ya no presentan la deformación contráctil Laramide. Estas rocas volcánicas eocénicas se presentan en la parte oeste de la Mesa Central constituyendo un arco volcánico continental, están localizadas burdamente a lo largo del sistema de fallas San Luis-Tepehuanes (Figura 3). Simultáneamente con ese volcanismo tuvo lugar una fase extensional en ese sistema de fallas, produciéndose alargamiento en dirección NE-SW. Es importante considerar que para ese tiempo el frente orogénico laramídico aún estaba activo en la Sierra Madre Oriental (Eguiluz-de Antuñano et al., 2000), lo que muestra que ocurría acortamiento en dirección NE-SW en el norte y oriente de México de manera sincrónica, o cuasisincrónica, con extensión en esa misma dirección a lo largo del extremo oeste de la Mesa Central. La distribución de los campos de deformación descritos no es sencilla de explicar, si se acepta que la fase orogénica estuvo asociada con un ángulo de subducción bajo, entonces el inicio de la extensión junto con volcanismo de arco, cuya composición no se conoce ya que no hay información geoquímica de esas rocas, requeriría que en esa zona la placa en subducción alcanzara la profundidad necesaria para propiciar fusión parcial en la cuña del manto. Quizá la opción más simple es que la placa en subducción se haya roto y el segmento más cercano a la trinchera, subduciendo con un ángulo más grande de inclinación que el segmento más alejado hacia el oriente, fuera el que propiciara la fusión parcial y el volcanismo. Un mecanismo y geometría semejante fue propuesto para esa región por van der Lee y Nolet (1997) para el Mioceno. Aunque esto es una simple especulación, dicha hipótesis explicaría el conocimiento actual que se tiene del registro geológico para ese tiempo y resultará interesante de explorar.

Suponemos que la localización de la extensión de edad eocénica a lo largo del FSLT responde a la existencia de una gran zona de debilidad antigua, esto se deduce al observar que a lo largo de una franja sobrepuesta a esa estructura existen sedimentos de cuenca oceánica, indicando ya sea una corteza adelgazada o bien el límite de la corteza continental para el Triásico Tardío, como indican los afloramientos de Zacatecas, o bien para el Cretácico Temprano de acuerdo con la interpretación de Freydier et al. (1996); también allí se localiza el límite de los arcos volcánicos marinos cretácicos, o sea es la zona de su yuxtaposición sobre las secuencias de cuenca marina. Aunque la extensión del Eoceno pudo haber afectado una región mayor de la Mesa Central, no se ha documentado dicha deformación en las partes centro y NE de ella y parece haberse concentrado a lo largo de ese gran lineamiento.

La discordancia que existe sobre las rocas eocénicas de la Mesa Central marca un cambio en la composición y localización del volcanismo, así como en la región afectada por la tectónica extensional y la dirección de alargamiento que prevaleció durante todo el Oligoceno. Las rocas volcánicas oligocénicas se presentan cubriendo el segmento sur de la Mesa Central, formando un enorme campo de domos riolíticos que tiene una cubierta relativamente delgada de ignimbritas, también de composición riolítica. En el segmento norte de la Mesa Central las rocas volcánicas oligocénicas están ausentes, salvo por la franja aledaña al límite oeste que constituye la frontera con la Sierra Madre Occidental y que se encuentra localizada a lo largo del FSLT. El volcanismo oligocénico tuvo lugar al mismo tiempo que deformación extensional con alargamiento principal cercano al 20% en dirección de E-W y de ca. 10 % en dirección N-S. Durante este evento, que afectó al segmento sur de la MC, ocurrió: (1) el adelgazamiento y levantamiento de la corteza (Nieto-Samaniego et al., 1997), (2) el aumento de la temperatura en la corteza produciéndose la granulitización de su base (Hayob et al., 1989), (3) la emisión de grandes volúmenes de rocas efusivas de composición riolítica en un lapso cercano a 2 Ma que presentan características químicas indicativas de un origen a partir de fusión de la corteza (Orozco-Esquivel et al., 2002) y (4) la formación de numerosas cuencas sedimentarias continentales que fueron rellenadas por depósitos aluviales.

Nieto-Samaniego et al. (1999) propusieron que el mecanismo que produjo los eventos descritos fue el aumento en la tasa de subducción, produciéndose un diferencial entre las razones de subducción y convergencia, que al parecer alcanzó los valores críticos necesarios para producir extensión en la placa cabalgante. Las razones por las que el sector septentrional de la Mesa Central no fue afectado por este fenómeno son desconocidas, la única explicación que ha sido propuesta es que se relacione con la distinta tasa de expansión oceánica en la placa Pacífico al norte y sur de la zona de fractura Shirley. La tasa de expansión es ∼20% más alta al sur que al norte de la fractura Shirley durante el Oligoceno y Mioceno y se ubica alineada con la zona límite entre los segmentos norte y sur de la Mesa Central, si es restituida a su posición en el Oligoceno (Nieto-Samaniego et al., 1999).

Tanto el arco volcánico como la deformación extensional migraron hacia afuera de la Mesa Central durante el Mioceno, hacia el occidente y sur, localizándose hacia los márgenes de la Mesa Central. El volcanismo miocénico dentro de la Mesa Central está representado por dos conjuntos, uno localizado en el centro (San Luis Potosí y alrededores) y occidente (Durango) de la Mesa Central representado por basaltos fisurales que forman mesetas y que pertenecen a la Provincia Extensional del Norte de México, subprovincia Cuencas y Sierras meridional (véase Aranda-Gómez et al., 2005). El segundo conjunto de rocas volcánicas de edad miocénica aparece en el límite meridional de la Mesa Central representado tanto por aparatos centrales como por derrames fisurales, los cuales han sido considerados como parte de la Faja Volcánica Transmexicana. Todo este volcanismo estuvo asociado con fallamiento normal, aunque las tasas y magnitudes de deformación son mucho menores que el evento oligocénico (Alaniz-Alvarez et al., 2001).

El evento volcánico más reciente con el cual culmina la historia magmática en la Mesa Central y cuyas rocas aparecen discordantemente sobre las distintas unidades descritas, es un volcanismo alcalino de edad Plioceno-Cuaternario, que también forma parte de la Provincia Extensional del Norte de México, subprovincia Cuencas y Sierras meridional. Se trata de magmas provenientes del manto y que son portadores de xenolitos tanto del manto como de la corteza inferior. Sus características tanto en el estilo de volcanismo como petrológicas y geoquímicas, indican que debieron ascender rápidamente atravesando la corteza probablemente asociadas a zonas de fallas profundas que facilitaran su rápido ascenso (Aranda-Gómez et al., 2005), sin embargo no se ha podido documentar fallamiento con tasas y magnitudes de deformación grandes asociado a esos conjuntos volcánicos.

 

7. Depósitos minerales en la Mesa Central

Una de las particularidades de la Mesa Central es la cantidad y variedad de yacimientos minerales emplazados en esta provincia; entre ellos algunos de los depósitos más ricos de México. En este trabajo se ubican en el espacio y en el tiempo con el propósito de identificar posibles relaciones con los procesos geológicos ocurridos en la MC.

 

7.1. Sulfuros masivos vulcanogénicos y Sedex

En la Mesa Central de México, los depósitos minerales más antiguos con importancia económica son los cuerpos polimetálicos de sulfuros masivos de la región de Zacatecas, como Francisco I. Madero y El Salvador- San Nicolás (Johnson et al., 1999; Miranda-Gasca, 2000; Olvera-Carranza et al., 2001). El depósito de Francisco I. Madero se ha interpretado como perteneciente a la tipología de depósitos sedimentario-exhalativos o Sedex, mineralizado en Zn-Pb-Ag-(Cu), mientras que El Salvador- San Nicolás pertenece a la tipología de sulfuros masivos vulcanogénicos (o VMS), mineralizado en Zn-Cu-(Ag- Au). En dichos distritos mineros también se encuentran skarns y vetas, posiblemente epitermales, formadas durante el Terciario. En un contexto análogo, en el distrito de Guanajuato también se encuentran pequeños depósitos de sulfuros masivos, de hasta 1 Mt, dentro del denominado complejo vulcanosedimentario de la Sierra de Guanajuato (Miranda-Gasca, 2000). Los depósitos de ambos tipos de sulfuros masivos se encuentran encajonados en las secuencias vulcanosedimentarias de arco submarino y de cuenca de trasarco del Jurásico Superior al Cretácico Inferior que afloran en la MC (Corona-Chávez y López-Picos, 1988; Freydier et al., 1996).

 

7.2. Depósitos metalíferos en skarns

Los depósitos metalíferos de tipo skarn son especialmente abundantes en los límites de la Mesa Central, que es donde se dan las condiciones esenciales para su formación. Cerca del límite noreste de la Mesa Central se hallan los depósitos de Providencia-Concepción del Oro, Zacatecas, con una edad de 26.6 Ma; cerca de su límite noroeste se hallan los de Mapimí, Durango, de 36.1 Ma; hacia su límite este los de Charcas (46.6 Ma) y Guadalcázar en San Luis Potosí, y en su límite suroeste se encuentra el distrito de San Martín, Zac. Las edades y principales características de estos depósitos fueron recopiladas por Megaw et al. (1988) a partir de numerosas fuentes. El distrito de San Martín contiene el mayor depósito de tipo skarn conocido en México (Aranda-Gómez, 1978; Rubin y Kyle, 1988), formado a raíz de la intrusión de un tronco cuarzo-monzonítico en las calizas cretácicas de la Formación Cuesta del Cura y con una edad K-Ar en biotita de 46.2±1 Ma (Damon et al., 1983). En la Formación Cuesta del Cura, así como en las Formaciones Soyatal y Tamaulipas (Coremi, 1996; Petersen et al., 2001), están encajonados los depósitos de Cerro San Pedro en San Luis Potosí. Los depósitos de tipo skarn de la Mesa Central y zonas aledañas, y los depósitos derivados, han sido históricamente fuente de Ag, Au, Pb, Zn, Cu, Sn, Hg, As, Sb, Bi y fluorita.

 

7.3. Depósitos epitermales

En la Mesa Central, como en buena parte de la República Mexicana, la tipología de depósitos más notoria es la de los epitermales (Camprubí et al., 1998; 2003; Albinson et al., 2001; Camprubí y Albinson, en prensa), por ser la fuente más habitual de Ag, así como también de Au, Bi, Se, Zn, Pb, Cu, Hg, As, Sb, etc., y por pertenecer a dicha tipología muchos de los distritos mineros más famosos del país. Dentro de la Mesa Central, se encuentran, por ejemplo, Real de Asientos en Aguascalientes, Velardeña y Papanton en Dgo., Guanajuato y Pozos en Gto., Comanja de Corona en Jalisco, Santa María de la Paz y Real de Catorce en San Luis Potosí, Colorada, Fresnillo, Panuco, Pinos, Real de Ángeles, Saín Alto, Sombrerete y Zacatecas en Zac. (González-Reyna, 1956; Petruk y Owens, 1974; Salas, 1975; Buchanan, 1981; Albinson, 1985, 1988; Gemmell et al., 1988; Gilmer et al., 1988; Lang et al., 1988; Pearson et al., 1988; Ponce y Clark, 1988; Ruvalcaba-Ruiz y Thompson, 1988; Simmons et al, 1988; Mango et al., 1991; Simmons, 1991; Coremi, 1992, 1996; Rivera, 1993; Gunnesch et al., 1994; Randall et al., 1994; Albinson et al., 2001). De las tipologías de depósitos minerales en la Mesa Central, los epitermales son posiblemente los más estudiados, dada su importancia económica.

Los depósitos epitermales conocidos hasta la fecha en México son de edad terciaria, desde el Luteciano (Eoceno medio) hasta el Aquitaniano (Mioceno temprano) (Camprubí et al., 2003), y su distribución espacial está en gran parte determinada por la evolución del vulcanismo de la Sierra Madre Occidental y de la Sierra Madre del Sur (ver Damon et al., 1981; Clark et al., 1982; Camprubí et al., 2003). La distribución de depósitos epitermales en México puede definirse según tres rangos de edades principales: (1) más antiguos de ~40 Ma, entre los cuales se encuentra Real de Ángeles, (2) entre ~40 y ~27 Ma, que es el rango preferencial de formación de estos depósitos en México (entre 35 y 30 Ma, según Albinson, 1988) y que comprende el resto de depósitos de edad conocida en la Mesa Central, y (3) más recientes de ~23 Ma.

Al sureste de la ciudad de Zacatecas se encuentra el distrito de Real de Ángeles, que contiene depósitos polimetálicos de Pb-Zn-Ag-(Cd) con una producción estimada de 85 Mt, lo que lo convierte en el depósito epitermal de mayor tonelaje en México. Sin embargo, no es el de mayor producción puesto que la mayor parte de la mineralización se halla como diseminaciones de baja ley en rocas carbonatadas, además de vetas y stockwork (Pearson et al., 1988; Megaw, 1999; Albinson et al., 2001). Su tonelaje es similar al de los depósitos de Pachuca-Real del Monte, Hgo., que tuvieron la mayor producción histórica del mundo, aunque en este distrito las leyes promedio son casi un orden de magnitud mayores que las de Real de Ángeles. Los otros depósitos epitermales de orden mayor y clase mundial en la Mesa Central son Guanajuato y Fresnillo, con producciones estimadas de 40 y 7 Mt, respectivamente, en vetas y mantos de alta ley (Albinson et al., 2001).

 

7.4. Depósitos de óxidos de hierro tipo IOCG

Uno de los depósitos minerales más conocidos de la Mesa Central es el depósito ferrífero Cerro de Mercado en Durango (Swanson et al., 1978; Lyons, 1988), mejor conocido mundialmente por sus apatitas de calidad gema. La formación de este depósito se produjo alrededor de 31.5 Ma, en las rocas volcánicas silícicas del Grupo Carpintero, cuya erupción se produjo a partir de la caldera de Chupaderos. La edad de este depósito se obtuvo mediante trazas de fisión y (U-Th)/He en apatita (Young et al., 1969; McDowell y Keizer, 1977; Farley, 2000), y la apatita de este depósito se usa habitualmente como estándar internacional en ambas técnicas. Lyons (1988) debatió ampliamente acerca del origen de este depósito, y argumentó su origen volcánico. Según la concepción actual de este tipo de depósitos, Cerro de Mercado pertenecería a la tipología de depósitos de óxidos de hierro-Cu-Au, o IOCG (Pollard, 2000), de los que sería un equivalente fanerozoico.

 

7.5. Depósitos de reemplazamiento en carbonatos

Bajo esta denominación se incluyen aquellos depósitos encajonados en carbonatos por medio de reemplazamiento que no corresponden a depósitos de tipo skarn, incluyendo tanto depósitos que se consideran como del tipo Mississippi Valley (MVT), como aquellos cuya filiación es aún incierta, si bien posiblemente deban considerarse también dentro de esa tipología. La mayoría de estos depósitos se encuentra ya en el límite este de la Mesa Central o ya dentro de la Sierra Madre Oriental, pero es conveniente incluirlos en esta relación. Estos depósitos son los de Las Cuevas y San José Tierras Negras (Wadley), S. L. P., y El Realito, Gto. (González-Reyna y White, 1947; González-Reyna, 1956; Ruiz et al., 1980; Coremi, 1992, 1996; Levresse et al., 2003). Los depósitos de fluorita de Las Cuevas, en concreto, son los mayores del mundo hasta la fecha: sólo el cuerpo “G” tiene más de 50 Mt, a casi 99% de fluorita y, en el global del distrito, más de 150 Mt con mineralización de alto grado. Además de las mineralizaciones de fluorita, dentro de la misma tipología, son notables las mineralizaciones antimoníferas, con algo de Ag, Pb, Cu, Hg y Zn, de Wadley, encajonadas en la Formación Zuloaga del Jurásico. La filiación de algunos de estos depósitos permanece un tanto incierta a espera de ser convenientemente estudiados.

 

7.6. Otros tipos de depósitos

En el margen noroeste de la Mesa Central se hallan numerosos yacimientos e indicios estanníferos en placeres aluviales del Cuaternario. Los depósitos más notables al respecto son posiblemente los de Sapiorís y América, Dgo., aunque la zona favorable abarca desde Sapiorís a Coneto de Comonfort. La mineralogía de los placeres de dicha zona se compone de casiterita, topacio, durangita y, en menor medida, crisoberilo, esmeralda, oro y plata (Fabregat-G., 1966). Las áreas fuente de los depósitos de placer son las sierras aledañas conformadas por riolitas terciarias, en que se encuentran todavía algunas vetas estanníferas de origen neumatolítico a lo largo de zonas de brecha. La mayor parte de esas vetas se encuentra ya dentro de la Sierra Madre Occidental propiamente dicha. También se encuentran numerosos depósitos de Sn en vetas en Ahualulco, Villa de Arriaga y Villa de Reyes en San Luis Potosí, Ochoa en Dgo., en la sierra de Chapultepec en Zac., Cosío en Ags., y Tlaquicheros en Gto. (Bracho- Valle, 1960; Fabregat-G., 1966; Salas, 1975; Coremi, 1996). Las mineralizaciones más conocidas de topacio en domos riolíticos de la Mesa Central son las de Tepetate, S. L. P. (Aguillón-Robles et al., 1994), mundialmente famosas por sus ejemplares de topacio de calidad gema. También son notables los placeres auríferos y estanníferos de Guadalcázar y El Realejo, S. L. P. (Coremi, 1996).

Como parte de la gran variedad de ambientes mineralogenéticos de la Mesa Central, cabe mencionar el distrito de Montaña de Manganeso, S. L. P. en que se encuentran vetas, stockworks y jasperoides hidrotermales mineralizados en manganeso, encajonados en la Formación Caracol del Cretácico Superior (Coremi, 1996). Igualmente, si bien su importancia es muy escasa, se encuentran depósitos supergénicos de alunita en Comonfort y Santa Cruz de Galeana, Gto. (González- Reyna, 1956). También se han hallado depósitos de fosfatos, esencialmente variscita, desarrollados por intemperismo sobre tobas riolíticas en La Herradura, S. L. P. (Coremi, 1996). Cabe destacar que no pocos depósitos metalíferos de cualquier tipo presentan zonas de gossan o alteración supergénica que incrementan el valor económico de los mismos, como en Real de Catorce, con clorargirita y bromargirita. Por último, es preciso mencionar que Salinas de Hidalgo, S. L. P., es una zona con abundantes prospectos de muy diversas sustancias de diferentes tipologías de depósito, son notorios los depósitos evaporíticos recientes de potasa, cloruros, sulfatos y carbonatos de sodio (Coremi, 1996).

 

7.7. Consideraciones generales

Teniendo en cuenta que el sistema de fallas San Luis- Tepehuanes (FSLT) ha sido funcional desde antes del Oligoceno, y que una gran parte de depósitos minerales en la Mesa Central o sus inmediaciones se hallan concentrados alrededor del FSLT (Figura 6), es razonable pensar que la formación de dichos depósitos puede estar fuertemente influenciada por el funcionamiento de este sistema de fallas. Una concentración similar, aunque de orden menor, se aprecia alrededor del sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende y de la falla del Bajío. En contraste, el sector septentrional de la Mesa Central aparece prácticamente vacío de depósitos minerales, salvo aquellos cuya formación no es directamente imputable a actividad magmática en ninguna forma. Además, visto que las tipologías de depósitos concentrados alrededor del FSLT (skarns, epitermales, IOCG, vetas de Sn) guardan una afinidad genética con fenómenos magmáticos, también es razonable pensar que el FSLT favoreció la canalización de magmas que, a su vez, conllevaron la formación de depósitos minerales. De forma no menos notoria, cabe considerar las sucesivas reactivaciones del FSLT identificadas, que ocurrieron en distintos segmentos de esta estructura y que abarcan desde el Eoceno medio hasta posiblemente el Mioceno temprano. Llama la atención que esas fases de reactivación del FSLT coinciden con el rango temporal preferencial para la formación de depósitos epitermales en la parte central de México (Albinson, 1988; Camprubí et al., 2003), así como de algunos depósitos metalíferos en skarns (Megaw et al., 1988) y del IOCG de Cerro de Mercado (Lyons, 1988). Cabe considerar que zonas de debilidad estructural de orden mayor como la FSLT, el sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende o la falla del Bajío pudieron favorecer altamente el emplazamiento de magmas, de fluidos de diversos tipos, y de depósitos minerales asociables a los mismos. De hecho, como ya se ha referido anteriormente, en los distritos mineros de las regiones de Zacatecas y Fresnillo, dentro del trazado de la FSLT, se ha documentado actividad de fallas normales y magmatismo durante el Eoceno tardío y el Oligoceno temprano, en el mismo tiempo en que se produjo la formación de los depósitos epitermales (Albinson, 1988; Lang et al., 1988; Ponce y Clark, 1988).

Sin embargo, todo ello no implica que el emplazamiento de magmas y depósitos minerales asociados se haya producido o deba producirse en las fallas principales propiamente dichas. En el caso de los depósitos epitermales, existe un importante control de los mismos por parte de fallas de escala regional en zonas con intensa fractura tensional (Mitchell y Balce, 1990; Nesbitt, 1990; Staude, 1993; Ponce y Glen, 2002). Dichas fallas determinan la localización de los depósitos y la guía para el emplazamiento de la fuente de calor magmática necesaria para la subsiguiente actividad hidrotermal que controla la duración de dicha actividad (Hedenquist, 1986; Fournier, 1987). Sin embargo, aunque las fallas de orden mayor ejercen un control directo sobre el emplazamiento de la mineralización, se ha observado que ésta suele disponerse de forma preferencial en fallas subsidiarias (White y Hedenquist, 1990). Acerca de los depósitos minerales de la Mesa Central, resta por evaluar el papel que juegan las fallas de orden menor caso por caso y cómo los depósitos se asocian a las fallas de orden mayor e, igualmente, determinar qué relación guardan las otras tipologías de depósitos minerales con dichas fallas. Por el momento sólo podemos señalar la coincidencia en edad y localización espacial, entre los depósitos minerales de la MC (especialmente los epitermales) y los sistemas de fallas mayores; haciendo hincapié en que estos grandes sistemas estructurales son regiones de la corteza a través de las cuales se canaliza la circulación de fluidos.

 

Figura 6. Mapa que muestra la localización de los principales depósitos minerales de la Mesa Central.

 

8. Conclusiones

La MC es una provincia fisiográfica que se reconoce por presentar una hipsografía con desniveles moderados, localizada en la parte centro-norte de México y que se encuentra rodeada por la Sierra Madre Occidental, Sierra Madre Oriental y Faja Volcánica Transmexicana. La deformación extensional cenozoica ha sido el principal factor que ha configurado esta provincia, los grandes sistemas de fallas que se localizan en ella han jugando un papel fundamental en su evolución geológica.

Los límites de la Mesa Central son, al norte el sistema Transversal de Parras de la Sierra Madre Oriental, al sur el sistemas de fallas del Bajío, al este el sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende y al oeste el graben de Aguascalientes y el sistema de fallas San Luis-Tepehuanes. En su interior se distinguen dos sectores, el septentrional, que se encuentra en un estado de erosión más avanzado y donde no se tienen evidencias de que haya ocurrido actividad tectónica significativa en el Neógeno; y el meridional, donde tuvieron lugar eventos tectónicos extensionales importantes en el Oligoceno y de menor magnitud del Mioceno al Cuaternario. El límite entre ambos segmentos es el sistema de fallas San Luis-Tepehuanes, el cual sigue burdamente el límite poniente de los afloramientos de rocas turbidíticas de edad triásica, los cuales han sido interpretados como la franja que delimitaba el continente en ese tiempo.

Se reconoce que la corteza de la Mesa Central se encuentra adelgazada con relación a las regiones colindantes al este y oeste, así como también la presencia en el Cuaternario-Reciente de zonas de fusión parcial en el manto superior que yace bajo la MC, a las que se relaciona la emisión de basaltos alcalinos portadores de xenolitos del manto que se encuentran distribuidos en buena parte del segmento norte de la Mesa Central.

En el segmento sur se han realizado estudios más detallados que permiten establecer que la corteza de ese segmento experimentó un alargamiento cercano al 20% en dirección ~E-W, ocurrido principalmente durante el Oligoceno temprano, pero abarcando deformaciones de intensidad menor hasta el Mioceno. En este sector ocurrió también magmatismo intenso de composición silícica durante el Oligoceno temprano, producido en gran medida por fusión parcial de la corteza

Dentro de la Mesa Central se observa que han tenido lugar fases de actividad magmática contemporáneas a la formación de depósitos minerales, eso ya había sido notado por otros autores para esta región y para otras regiones del país. Sin embargo, notamos que en la Mesa Central la distribución geográfica de los conjuntos volcánicos resulta mucho más amplia que la distribución de los depósitos minerales, y en el caso de las rocas volcánicas de la Sierra Madre Occidental, los depósitos se localizan mayoritariamente en su límite nororiental. Los depósitos minerales están ubicados preferentemente sobre las trazas de las estructuras mayores de la MC y sus edades coinciden con fases de actividad de esas estructuras. No obstante que estas relaciones espaciales y temporales son bastante evidentes, es muy poco lo que se ha estudiado sobre el papel que estos grandes sistemas de fallas han tenido en el emplazamiento de los depósitos minerales. Es razonable suponer que las zonas mas débiles de la corteza superior y más aún siendo estas zonas de fractura más intensa que sus alrededores, permitan una mayor circulación de fluidos, tanto magmáticos como hidrotermales, favoreciendo la localización de los depósitos minerales.

Por último, podemos señalar algunos problemas importantes que quedan por resolver:

- Es necesario obtener edades confiables de las secuencias volcanosedimentarias, para separar aquellas que corresponden a arcos volcánicos marinos de probable edad Jurásico Tardío-Cretácico Temprano, de rocas que pertenecen a las secuencias volcanosedimentarias triásicas, correlacionables con los afloramientos de Zacatecas.

- Los rellenos de las cuencas tectónicas cenozoicas no han sido estudiados desde un punto de vista sedimentológico; su estudio aportará sin duda información fundamental sobre temas diversos, considérese sólo como un ejemplo que contienen casi la totalidad de los acuíferos explotados actualmente en la Mesa Central, o bien que en ellas se encuentra el registro litológico y paleontológico para el tiempo de emplazamiento de las gigantescas secuencias ignimbríticas de la Sierra Madre Occidental.

- Aún falta mucho por refinar la estratigrafía volcánica cenozoica, para ello se requieren realizar fechamientos isotópicos de manera sistemática, con el fin de establecer de manera confiable correlaciones entre las unidades que afloran en las distintas sierras y que están separadas por cuencas sedimentarias. Hasta este momento la mayoría de esas correlaciones son litológicas, lo que en las rocasvolcánicas resulta de una gran incertidumbre. Dado que la mayoría de las cuencas que separan sierras con afloramientos de rocas volcánicas son de origen tectónico, esos fechamientos servirán también para reconstruir la evolución de los sistemas estructurales y la historia tectónica.

- La migración del volcanismo durante el cenozoico hacia las márgenes de la MC ha sido documentado de manera muy general, pero los detalles de dicha migración, considerando edades, volúmenes de roca y estilos y composición del volcanismo, así como la deformación que migró conjuntamente con la actividad volcánica son aspectos que están pendientes por definirse.

- El papel que han jugado los grandes sistemas de fallas de la MC en los distintos eventos tectónicos que han tenido lugar durante el Cretácico y Cenozoico son aún oscuros. Su entendimiento requiere del estudio sistemático de esos sistemas estructurales mayores, así como de las rocas asociadas a ellos.

 

Agradecimientos

Este trabajo fue financiado por los proyectos PAPIIT IN102602 y CONACYT 41044-F. El modelo de elevación digital de la Figura 1 fue elaborado por Gabriel Origel. Se agradece a Luca Ferrari los numerosos comentarios y sugerencias sobre la tectónica y estratigrafía del occidente de México, así como la revisión del manuscrito; a Rafael Barboza-Gudiño su cuidadosa revisión y sugerencias, las cuales mejoraron sustancialmente este trabajo.

 

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Manuscrito recibido: Febrero 4, 2005
Manuscrito corregido recibido: Octubre 10, 2005
Manuscrito aceptado: Octubre 12, 2005

 

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen Conmemorativo del Centenario Temas Selectos de la Geología Mexicana Vol. 7, núm. 3, 2005, p. 227-283 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2005v57n3a2

Petrogénesis ígnea de la Faja Volcánica Transmexicana

Arturo Gómez-Tuena*¹, Ma. Teresa Orozco-Esquivel¹, Luca Ferrari¹

¹Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Apartado postal 1-742, Querétaro, Qro., 76001, México

* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

 

Resumen

La extraordinaria diversidad magmática de la Faja Volcánica Transmexicana está controlada (directa o indirectamente) por dos placas oceánicas independientes cuyos parámetros geofísicos y composicionales se modifican constantemente a lo largo de la trinchera, por un régimen tectónico esencialmente distensivo que opera con distinta intensidad sobre la placa continental, por un basamento cortical con diferentes edades, espesores y composiciones, y por una fuente mantélica primaria de composición extremadamente variable que ha sido influenciada, en mayor o menor medida, por los agentes químicos derivados de la subducción. El régimen tectónico convergente y, en consecuencia, el arco magmático, tampoco han evolucionado de forma homogénea a lo largo su historia, sino que han mostrado transformaciones notables en su posición, geometría y composición. Por estos motivos, la Faja Volcánica Transmexicana es el resultado de uno de los sistemas tectónicos convergentes más complejos del planeta, el objeto de más de un siglo de investigaciones científicas, y también el centro de las controversias más notables sobre la geología mexicana.

Palabras clave: Faja Volcánica Transmexicana, México, subducción, arco magmático, petrología ígnea, manto, corteza.

 

Abstract

The magmatic diversity of the Transmexican Volcanic Belt is directly or indirectly controlled by two independent oceanic plates with differing geophysical and compositional parameters, by an extensional tectonic regime that operates with different intensities over the upper plate, by a continental basement with a diversity of ages, thicknesses and compositions, and by a compositionally heterogeneous mantle wedge that has been modified to various extents by the subduction-derived chemical agents. The convergent margin and the magmatic arc have not been evolving homogenously though their geologic histories, but instead have shown significant changes in position, geometry and composition. For these reasons, the Transmexican Volcanic Belt is the result of one of the most complex convergent margins on the planet, the subject of more than a century of scientific investigations, and the core of the most notable debates on the Mexican geology.

Keywords: Transmexican Volcanic Belt, Mexico, subduction, magmatic arc, igneous petrology, mantle, crust.

 

1. Introducción y objetivos

La provincia geológica denominada como la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM) es probablemente la región de nuestro país que mayor atención ha tenido en las investigaciones geológicas y geofísicas. Esta gran actividad científica está ampliamente justificada dada la importancia que tiene el estudio detallado de una región geológicamente activa que además concentra a la mayor parte de la población e infraestructura del país. Sin embargo, y a pesar del abultado volumen de publicaciones sobre su estructura, estratigrafía, petrología, geoquímica, geofísica y entorno ambiental, es todavía difícil asegurar que se encuentre adecuadamente descrita y comprendida. Cada año las aportaciones científicas ofrecen nuevas hipótesis que nos acercan a una comprensión global de su origen, pero también es cierto que muy pocas de ellas han despertado un consenso generalizado entre la comunidad científica. Por estos motivos, no cabe duda que la FVTM representa todavía uno de los temas más apasionantes de la investigación geológica mexicana, y estamos convencidos de que lo seguirá siendo en tiempos venideros.

El principal objetivo de esta contribución es promover y facilitar el estudio interdisciplinario del arco magmático mexicano mediante la revisión de los datos y las ideas que han sido planteadas a lo largo de los años para explicar su origen. Lograr este objetivo de manera exhaustiva dista mucho de ser una tarea sencilla. Los textos publicados sobre los volcanes mexicanos representan más de un siglo de investigaciones, y su sola compilación y lectura podría llevar fácilmente varios meses de arduo trabajo. Por eso deseamos hacer notar que esta revisión estará muy lejos de ser enciclopédica, y que probablemente dedicaremos mucho más espacio e interés a aquellos descubrimientos y problemas que han sido planteados en las últimas dos décadas y que consideramos serán de mayor provecho para los lectores.

En la primera parte del trabajo revisaremos el estado actual del conocimiento geológico y geofísico del arco, pues es evidente que estos parámetros representan el marco de referencia bajo el cual debe elaborarse cualquier interpretación petrogenética. Posteriormente, se analizarán las características petrológicas y geoquímicas de las diversas secuencias volcánicas emplazadas en el arco, utilizando una base de datos con más de mil análisis geoquímicos. Por último, se revisarán las ideas que han sido planteadas en los últimos años para explicar el origen de la extraordinaria diversidad de magmas emplazados en la FVTM.

Buscaremos afrontar las distintas hipótesis con un sentido crítico, haciendo énfasis en las premisas y suposiciones, sin dejar de lado las inconsistencias y las observaciones no resueltas. De esta forma esperamos poder abrir los caminos necesarios y ubicar los nichos adecuados para las investigaciones futuras.

 

2. Contexto geológico y geodinámico

Se acostumbra definir a la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM) como un arco magmático continental, constituido por cerca de 8 000 estructuras volcánicas y algunos cuerpos intrusivos, que se extiende desde las costas del Pacífico, en San Blás, Nayarit y Bahía de Banderas, Jalisco, hasta las costas del Golfo de México en Palma Sola, Veracruz (Demant, 1978). La provincia tiene aproximadamente 1000 km de longitud y una amplitud irregular entre los 80 y 230 km, y se distribuye con una dirección preferencial E-W en su parte central y oriental, WNW-ESE en su parte occidental, formando un ángulo cercano a los 16° con respecto a la Trinchera Mesoamericana (Figura 1). Esta característica ha dado lugar a que la provincia reciba el nombre de Faja Volcánica Transmexicana, pues claramente muestra una distribución transversal con respecto a las grandes provincias geológicas mexicanas que corren con una orientación preferencial NNW-SSE (Ortega-Gutiérrez et al., 1992). Se ha vuelto costumbre dividir a la FVTM en tres sectores o porciones con base en su geología y tectónica (Demant, 1978; Pasquaré et al., 1988) (Figura 1): una porción occidental entre la costa del Golfo de California y la junta triple de los rifts de Zacoalco, Chapala y Colima (Allan, 1986); una porción central comprendida entre dicha estructura y el sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende (Alaniz-Álvarez et al., 2002a); y una porción oriental entre este sistema y la costa del Golfo de México. Consideramos que esta subdivisión es conveniente y por lo tanto es la que adoptaremos en el presente trabajo.

Figura 1. Ubicación de la Faja Volcánica Transmexicana (en gris), de las principales provincias geológicas de México y de las placas tectónicas actuales. También se muestra la ubicación de los tres sectores de la FVTM que serán mencionados en este trabajo.

 

2.1. Evolución geológica de la Faja Volcánica Transmexicana

Aunque la evolución espacio-temporal del magmatismo, y particularmente la transición entre la Sierra Madre Occidental y la FVTM, estuvo sujeta a discusión por largo tiempo (Mooser, 1972; Demant, 1978; Cantagrel y Robin, 1979; Demant, 1981; Robin y Cantagrel, 1982; Venegas et al., 1985; Nixon et al., 1987), en la actualidad, y gracias a la abundancia de fechamientos isotópicos obtenidos en las últimas dos décadas, parece ser claro que la individualización de la FVTM como una entidad geológica distintiva ocurrió durante el Mioceno medio y tardío, como resultado de una rotación antihoraria del arco que formó la Sierra Madre Occidental (Ferrari et al., 1999).

Recientemente, Ferrari et al. (2005a) elaboraron la primera cartografía geológica digital de la FVTM. Este documento, que incluye una base de datos con más de 1300 edades y cerca de 3 000 análisis químicos, constituye la plataforma para la síntesis de la evolución geológica de la FVTM que se presenta aquí (Lámina 1, Figura 2). De manera muy sintética la historia geológica de la FVTM se puede dividir en cuatro episodios principales: (1) la instauración de un arco de composición intermedia en el Mioceno medio y tardío, (2) un episodio máfico del Mioceno tardío, (3) un episodio silícico de finales de Mioceno que llega a ser bimodal en el Plioceno temprano, y (4) la reinstauración de un arco con gran variabilidad composicional a partir del Plioceno tardío.

Lámina 1. Mapa geológico simplificado de la Faja Volcánica Transmexicana basado en la recopilación de Ferrari et al. (2005a). GDL: Guadalajara, Zac: Zacoalco, CVMG: Campo volcánico Michoacán-Guanajuato, NT: Nevado de Toluca, LP: La Primavera, Izta: Iztaccíhuatl, Popo: Popocatépetl, Pico: Pico de Orizaba, Cu: Las Cumbres, Cofre: Cofre de Perote.

Figura 2. Principales episodios evolutivos de la Faja Volcánica Transmexicana basados en el mapa geológico de la Lámina 1. (a) Arco del Mioceno medio y tardío (~19-10 Ma). (b) Episodio máfico del Mioceno tardío. (c) Volcanismo silícico (~7.5-5 Ma) y bimodal (5-3 Ma). Se indican las calderas más notables: Los Azufres (LZ), Amealco (AM), Amazcala (AS), Huichapan (HU), Agustinos (A). (d) Arco Plioceno tardío-Cuaternario. Se señala el campo volcánico Michoacán-Guanajuato (CVMG) como referencia.

 

2.1.1. Arco del Mioceno medio y tardío

Los albores de la actividad volcánica en la FVTM se remontan al Mioceno medio, cuando un arco con orientación aproximada E-W se emplaza en el centro de México, entre la longitud de Morelia-Querétaro y las costas del Golfo de México (Figura 2a). Los vestigios de esta actividad inicial se encuentran en proximidad con el frente volcánico actual del sector central de la FVTM: en los complejos volcánicos de la sierra de Mil Cumbres y la sierra de Angangueo, en Michoacán (Pasquaré et al., 1991; Capra et al., 1997), así como en el área de Tenancingo y Malinalco, Estado de México, y en las rocas de la parte más profunda del relleno de la cuenca de la Ciudad de México (Ferrari et al., 2003a). Secuencias de lavas basálticas y andesíticas en el frente de la FVTM en el área de Tenancingo y Malinalco, Estado de México, han sido consideradas del Mioceno tardío por García-Palomo et al. (2000), quien las correlaciona con una lava fechada por K-Ar en ~7.5 Ma emplazada 20 km más al norte. Sin embargo, recientemente Ferrari et al. (2003a) obtuvieron cinco edades Ar-Ar en un rango entre 19.5 y 16 Ma para las secuencias lávicas basales de Malinalco y Tenancingo, las cuales además resultan más acorde con la edad de ~21 Ma que García-Palomo et al. (2000) reportan para una lava ubicada justo al norte de Malinalco. Por lo anterior, estas secuencias se consideran aquí como parte de la actividad inicial del Mioceno medio en la FVTM (Lámina 1).

Posteriormente, el vulcanismo se aleja de la trinchera y forma estratovolcanes y conos de lava con edades que varían entre ~13 y 10 Ma. Entre éstos se encuentran el grupo de estratovolcanes Palo Huérfano, La Joya y Zamorano en Querétaro-Guanajuato (Carrasco-Núñez et al., 1989; Pérez-Venzor et al., 1996; Valdez-Moreno et al., 1998; Verma y Carrasco-Núñez, 2003), el volcán Cerro Grande en Puebla (Carrasco-Núñez et al., 1997; Gómez-Tuena y Carrasco-Núñez, 2000), la sierra de Guadalupe y varios centros volcánicos al noroeste de la Ciudad de México (Jacobo-Albarrán, 1986), así como el campo volcánico de Apan (García-Palomo et al., 2002) (Lámina 1 y Figura 2a). Hacia el extremo oriental, en la región de Palma Sola, los vestigios de este episodio volcánico están representados por cuerpos plutónicos y subvolcánicos de composición gabroica a diorítica con edades que varían entre ~15 y 11 Ma (Gómez-Tuena et al., 2003; Ferrari et al., 2005b). Muchas de las rocas del final de Mioceno medio e inicio de Mioceno tardío, emplazadas lejos de la trinchera desde Querétaro hasta Palma Sola, tienen composiciones geoquímicas similares a las adakitas descritas por Kay (1978) y Defant y Drummond (1990), lo que ha llevado a sugerir que puedan ser el producto de la fusión de la placa subducida durante un periodo de subducción de bajo ángulo o subhorizontal (Gómez-Tuena et al., 2003). Esta hipótesis es consistente con el alejamiento progresivo del magmatismo de arco desde la trinchera a partir del Mioceno medio.

No existen evidencias que indiquen la presencia de un arco del Mioceno medio al oeste de Morelia y Querétaro (Figura 2a). La ausencia de vulcanismo no parece deberse a que los productos volcánicos se encuentren cubiertos por rocas más recientes, ya que las secuencias del Mioceno tardío en los Altos de Jalisco y en el área de Cotija, Michoacán, cubren directamente a ignimbritas del Oligoceno-Mioceno temprano (Ferrari y Rosas-Elguera, 2000; Rosas-Elguera et al., 2003). En los pozos profundos perforados en el área del Ceboruco y en la caldera de la Primavera, las lavas del Mioceno superior también sobreyacen directamente a lavas andesíticas del Eoceno (Ferrari y Rosas-Elguera, 2000; Ferrari et al., 2003b). En cambio, algunos centros volcánicos aislados del Mioceno medio se encuentran en Nayarit, cerca de la boca del Golfo de California (Figura 2a) (Gastil et al., 1979; Ferrari et al., 2000a). Este vulcanismo puede considerarse como la terminación meridional del arco Comondú, cuyos vestigios están ampliamente distribuidos en la parte oriental de la península de Baja California y para el cual se han obtenido edades de ~30 a 12 Ma, aunque su eje principal fue migrando paulatinamente hacia el oeste (Umhoefer et al., 2001).

 

2.1.2. Episodio máfico del Mioceno tardío

El vulcanismo de arco relativamente normal que se desarrolló durante el Mioceno medio se ve interrumpido en el Mioceno tardío cuando un extenso episodio de vulcanismo máfico se emplaza de costa a costa, desde Nayarit hasta Veracruz, inmediatamente al norte del arco precedente, con edades que se vuelven progresivamente mas jóvenes de oeste a este (Ferrari et al., 2000b; Ferrari, 2004; Ferrari et al., 2005b) (Figura 2b). Este episodio está esencialmente conformado por mesetas basálticas, por lo general emplazadas a través de fisuras, con edades que varían entre ~11 y 8.9 Ma en la costa de Nayarit y al noroeste de Tepic (Righter et al., 1995; Ferrari et al., 2000a); entre ~11 y 8 Ma al norte de Guadalajara, en los Altos de Jalisco y en Cotija, Michoacán (Nieto-Obregón et al., 1981; Verma et al., 1985; Moore et al., 1994; Rosas-Elguera et al., 1997; Alva-Valdivia et al., 2000; Rossotti et al., 2002; Rosas- Elguera et al., 2003); y entre ~9 y 7 Ma en Querétaro y en el área de Pathé, Hidalgo (Pasquaré et al., 1991; Suter et al., 1995a; Aguirre-Díaz y López-Martínez, 2001). Este vulcanismo continúa hacia el área de Tlanchinol-Huejutla, y alcanza la costa norte de Veracruz (Tantima-Álamo), con coladas de basalto alcalino y conos monogenéticos con edades comprendidas entre 7.5 y 6.5 Ma (Cantagrel y Robin, 1979; López-Infanzón, 1991; Ferrari et al., 2005b). Ferrari et al. (2000b) mostraron que el vulcanismo máfico del Mioceno superior que se emplazó desde el Golfo de California hasta el este del estado de Hidalgo (Pathé) tiene las características geoquímicas típicas de la subducción, aunque su composición es ligeramente variable. En cambio, el vulcanismo de la parte oriental de Hidalgo y norte de Veracruz (Tlanchinol, Tantima, Álamo, y buena parte de las mesetas de Palma Sola) presentan características intraplaca (Orozco-Esquivel et al., 2003).

 

2.1.3. Vulcanismo silícico del final de Mioceno y vulcanismo bimodal del Plioceno temprano

Después del episodio de magmatismo máfico, el vulcanismo decrece significativamente y se vuelve más diferenciado. Hacia el final del Mioceno superior y durante el Plioceno temprano se emplazaron complejos de domos dacíticos y riolíticos, así como grandes volúmenes de ignimbritas emitidas por calderas regionales, formando una franja que se distribuye justo al sur de las rocas producidas en el episodio máfico anterior (Figura 2c). Volúmenes importantes de coladas riolíticas e ignimbritas se emplazaron entre Santa María del Oro y Plan de Barrancas [Grupo Jala (Ferrari et al., 2000a)], en la parte oeste de la FVTM; mientras que entre la Presa de Santa Rosa y San Cristóbal, al norte de Guadalajara [Grupo Guadalajara (Ferrari et al., 2000a; Rossotti et al., 2002)], dominan los complejos de domos exógenos y algunos flujos piroclásticos. Estas rocas tienen edades comprendidas entre 7.5 y ~3 Ma (Gilbert et al., 1985; Rossotti et al., 2002; Ferrari et al., 2003b; Frey et al., 2004) y prácticamente representan el único vestigio de actividad volcánica en la parte oeste de la FVTM hasta los ~5 Ma. Ferrari et al. (2001) estimaron un volumen de ~930 km3 para este episodio volcánico. Las primeras manifestaciones posteriores al vulcanismo silícico del Mioceno tardío se presentan en el área de Guadalajara y en la parte norte del rift de Colima. En la región de Guadalajara, estas rocas están conformadas por coladas de lava de dimensiones relativamente modestas de basaltos alcalinos de tipo intraplaca que se emplazaron a partir de los 5.5 Ma (Gilbert et al., 1985; Moore et al., 1994). Rocas de este tipo siguieron siendo extruidas durante todo el Plioceno temprano, en conjunción con complejos de domos y algunas ignimbritas silícicas (Moore et al., 1994; Ferrari et al., 2000a; Frey et al., 2004). También es interesante notar que la gran mayoría de las lavas de tipo intraplaca se emplazan en la parte más alejada del arco, donde, junto con las riolitas, constituyen una típica asociación bimodal (Ferrari, 2004). Durante todo el Plioceno temprano, en la parte norte del rift de Colima y en el campo volcánico de Ayutla domina un vulcanismo máfico de composición alcalina con una ligera firma de subducción (Allan, 1986; Righter y Rosas-Elguera, 2001). Esta misma secuencia se encuentra alrededor de la Laguna de Chapala, aunque las edades más antiguas indican que se inició a finales del Mioceno tardío a ~6 Ma (Delgado- Granados et al., 1995).

En la porción central de la FVTM dominan las grandes calderas que producen tobas pumicíticas e ignimbritas con volúmenes de decenas de kilómetros cúbicos que se distribuyen sobre una superficie de varios miles de kilómetros cuadrados. Dentro de las más notables se encuentran las calderas de Amazcala (7.3-6.6 Ma; Aguirre-Díaz y López-Martínez, 2001), Amealco (4.7 Ma; Aguirre-Díaz y McDowell, 2000), Huichapan (4.7-3.4 Ma; Aguirre-Díaz et al., 1997), Los Azufres (~6-3 Ma; Ferrari et al., 1991; Pradal y Robin, 1994), Zitácuaro (Mioceno superior- Plioceno temprano; Capra et al., 1997), Apaseo y Los Agustinos (Plioceno temprano; Aguirre-Díaz et al., 1997). En esta zona, las lavas de composición máfica a intermedia del final del Mioceno al Plioceno temprano (~6-3.4 Ma) están distribuidas en una franja WSW-ENE ubicada al norte de las depresiones de Zacapu, Laguna de Cuitzeo, Presa Solís y Presa Tuxpan (Ferrari et al., 1991; Pasquaré et al., 1991; Aguirre-Díaz, 1996) (Lámina 1; Figura 2c). Estas lavas se encuentran generalmente interestratificadas con las ignimbritas más recientes descritas anteriormente. En la porción oriental de la FVTM, entre Pachuca y Tlanchinol, Hidalgo, en el borde de la Sierra Madre Oriental, también han sido reportadas secuencias piroclásticas del Plioceno temprano (4.9-4.5 Ma) que se encuentran intercaladas y cubiertas por lavas basálticas y que constituyen, aquí también, un arreglo petrológico bimodal (Cantagrel y Robin, 1979; Ochoa-Camarillo, 1997).

 

2.1.4. Arco del Plioceno tardío-Cuaternario

En casi toda la FVTM el vulcanismo silícico y bimodal se ve reemplazado por un arco volcánico de composición predominantemente andesítico-basáltica que comienza a desarrollarse a partir del límite del Plioceno temprano y el Plioceno tardío (Figura 2d). En la porción occidental de la FVTM, las lavas con características intraplaca siguen emplazándose a partir de 3.6 Ma, pero también existen lavas con características más típicas de subducción en la parte noroccidental del arco (Righter et al., 1995; Ferrari et al., 2000a). A partir del Plioceno tardío, el frente volcánico está dominado por campos de volcanes monogenéticos (Mascota, Los Volcanes, San Sebastián, Atenguillo), cuyos productos tienden a formar asociaciones petrológicas lamprofídicas con altos contenidos de potasio (Wallace y Carmichael, 1989; Lange y Carmichael, 1990; Lange y Carmichael, 1991; Righter y Carmichael, 1992; Carmichael et al., 1996). Es también durante el Cuaternario que se construyen los principales estratovolcanes de la FVTM occidental. El complejo volcánico de Colima, emplazado en la terminación meridional del rift homónimo, representa por mucho el mayor volumen de material volcánico emplazado en la región (~700 km3; Robin et al., 1987). El resto de los estratovolcanes tienen volúmenes menores a los 100 km3 (Tequila, Ceboruco, Tepetiltic, Sangangüey, Las Navajas y San Juan), y se alinean a lo largo de fallas regionales de orientación WNW-ESE que definen la frontera norte del bloque Jalisco (Figura 3). El bloque Jalisco se define como un cuerpo batolítico de edad cretácica (100-75 Ma) (Schaaf et al., 1995) que aparentemente se levantó durante el Paleógeno (Rosas-Elguera et al., 1996).

Hacia la porción central de la FVTM, el campo volcánico Michoacán-Guanajuato (CVMG) cubre una extensa región entre la Laguna de Chapala y el estado de Querétaro (Lámina 1). El vulcanismo comienza hacia los ~2.8 Ma y continúa activo hasta nuestros días (e. g., los volcanes Jorullo y Parícutin). Este campo volcánico incluye más de 1 000 conos monogenéticos y, en menor medida, domos de composición intermedia a silícica (Hasenaka y Carmichael, 1985). El campo también cuenta con más de 400 centros poligenéticos, principalmente volcanes escudo de dimensiones modestas (Hasenaka, 1994). El único estratovolcán del campo es el Cerro Tancítaro, que ha sido fechado en ~0.5 Ma (Ban et al., 1992).

Al oriente del campo Michoacán-Guanajuato el vulcanismo se vuelve menos continuo y ligeramente más evolucionado. En la región de Maravatío-Zitácuaro-Valle de Bravo, los conos monogenéticos del Pleistoceno medio al Holoceno se encuentran generalmente alineados a lo largo de estructuras regionales (Capra et al., 1997; Blatter et al., 2001), y algunos conjuntos de domos dacíticos de edad cuaternaria se emplazaron en la periferia de la caldera de Los Azufres y en la caldera de Zitácuaro (Ferrari et al., 1991; Capra et al., 1997).

Figura 3. Relaciones entre los principales sistemas de fallas del Mioceno-Cuaternario y el volcanismo de la FVTM (ver sección 2.1 para referencias). TZR: rift Tepic-Zacoalco; PV: graben de Puerto Vallarta; SPC: graben San Pedro-Ceboruco; AC: semigraben de Amatlán de Cañas; SrPB: graben Santa Rosa-Plan de Barrancas; SM: falla de San Marcos; CR: rift de Colima; FT: sistema de fallas Tamazula; ChR: rift de Chapala; PI: fallas Pajacuarán- Ixtlán de los Hervores; CHG: semigraben de Cotija; PG: graben de Penjamillo; AL: semigraben de Aljibes; MZ: graben de Mezquital; TP: sistema de fallas La Pera.

 

Si se excluye a los basaltos alcalinos de la región de Palma Sola y a la secuencia bimodal de Pachuca- Tlanchinol, el vulcanismo de la porción oriental de la FVTM experimenta un hiato que cubre el final del Mioceno y todo el Plioceno temprano. El vulcanismo se reestablece a los ~3.7 Ma con el emplazamiento de diferentes centros poligenéticos alineados NNW-SSE, formando la sierra de las Cruces, al occidente de la Ciudad de México (Mora Álvarez et al., 1991; Osete et al., 2000), y algunos centros poligenéticos medianos del campo volcánico de Apan, ubicado al norte de la cuenca de la Ciudad de México (García-Palomo et al., 2002). Sin embargo, la mayor parte del vulcanismo del sector oriental de la FVTM se desarrolla durante el Cuaternario. El vulcanismo máfico se concentra en los conos monogenéticos de los campos de la Sierra de Chichinautzin (Martín-Del Pozzo, 1982; Márquez et al., 1999c; Siebe et al., 2004b) y Apan (García-Palomo et al., 2002); y en la región del Pico de Orizaba y Cofre de Perote (Lámina 1) (Siebert y Carrasco-Núñez, 2002). Los productos más evolucionados se encuentran en las calderas de Acoculco (Verma, 2001a), Los Humeros (Ferriz y Mahood, 1984; Verma, 2000b), el centro silícico de Las Cumbres (Rodríguez-Elizarrarás et al., 2002), y los domos de Las Derrumbadas y el Cerro Pizarro (Riggs y Carrasco-Núñez, 2004), todos ubicados en el estado de Puebla. Al oriente de la ciudad de México se desarrolla la Sierra Nevada: una cadena volcánica con orientación N-S constituida por el Cerro Tláloc, el complejo volcánico Iztaccíhuatl y el volcán Popocatépetl, con edades que se vuelven progresivamente más jóvenes hacia el sur (Nixon, 1989). Más al oriente se encuentra el volcán La Malinche y el alineamiento ~N-S del Pico de Orizaba-Cofre de Perote (Carrasco-Núñez y Ban, 1994). Aparentemente, todos los estratovolcanes de esta parte de la FVTM tienen edades menores a 1 Ma.

 

2.1.5. Geología Estructural y Neotectónica

El notable alineamiento oblicuo de la FVTM con respecto a la trinchera, y su orientación transversal con respecto a las principales provincias geológicas y tectónicas de México, propició que muchos investigadores sugirieran la existencia de una importante estructura tectónica por debajo del arco volcánico. La idea de una zona de deformación de escala cortical fue propuesta originalmente por von Humboldt (1808), y retomada por Mooser (1972) y Gastil y Jensky (1973), quienes sugirieron que la FVTM representaba una antigua zona de sutura o de cizalla que se reactivó durante el Terciario. Esta idea fue retomada posteriormente por varios autores quienes en sus reconstrucciones de la apertura del Golfo de México y la evolución del Caribe se encontraban con la necesidad geométrica de poner una megacizalla más en algún lugar de México central (Silver y Anderson, 1974; Pindell, 1985; Ross y Scotese, 1988). Los trabajos geológicos estructurales de los últimos 15 años han permitido definir la geometría, cinemática y edad de los principales sistemas de fallas que afectan a la FVTM (Figura 3). Estos estudios han puesto de manifiesto que en buena parte de la FVTM ha existido una estrecha relación espacio-temporal entre el fallamiento y el vulcanismo.

En la porción occidental de la FVTM, Demant (1981) fue el primero en señalar la existencia de tres depresiones tectónicas organizadas en una junta triple al sur de Guadalajara. Demant (1981) nombró a estas estructuras como graben Tepic-Chapala (posteriormente definido como Tepic-Zacoalco), graben de Colima y graben de Chapala. Posteriormente, Allan (1986) estudió con detalle el volcanismo de la región de la junta triple, y proporcionó numerosos fechamientos que permitieron establecer que el fallamiento había iniciado en el Plioceno temprano. El descubrimiento de rocas alcalinas asociada al fallamiento extensional llevó a Luhr et al. (1985) a formular el modelo de rifting activo en el bloque Jalisco por efecto del “salto” al oriente de un segmento de la Dorsal del Pacífico Oriental. Este modelo, que perduró en la literatura por más de una década (Allan et al., 1991; Bourgois y Michaud, 1991; Michaud et al., 1991), preveía movimientos laterales derechos durante el Plioceno y Cuaternario a lo largo del rift Tepic-Zacoalco, aunque sus autores no realizaron estudios estructurales en la región. Paralelamente, Barrier et al. (1990), Allan et al. (1991) y Garduño y Tibaldi (1991) describieron al rift Tepic-Zacoalco como una serie de grábenes y cuencas de pull-apart del Plioceno-Holoceno; mientras que Nieto- Obregón et al. (1985) y Moore et al. (1994) sostuvieron que existía un fallamiento lateral derecho activo en su parte oriental. Sin embargo, a partir de los primeros años de la década de 1990, los estudios estructurales detallados empezaron a documentar una tectónica esencialmente extensional para los sistemas de fallas del rift Tepic-Zacoalco durante el Plioceno-Cuaternario (Nieto-Obregón et al., 1992; Quintero-Legorreta et al., 1992; Ferrari et al., 1994; Rosas-Elguera et al., 1997), aunque también se reconoció que efectivamente había ocurrido una deformación transcurrente en esta región durante el Mioceno medio y tardío (Ferrari, 1995). En un estudio detallado de los distintos sistemas de fallas entre Guadalajara y la boca del Golfo de California, Ferrari y Rosas-Elguera (2000) concluyen que el rift Tepic-Zacoalco está constituido por una serie de grábenes y semigrábenes desarrollados en distintos episodios a partir del Mioceno tardío. Las estructuras más meridionales del rift Tepic-Zacoalco (graben de Puerto Vallarta, semigraben de Amatlán de Cañas, falla de San Marcos y zona de fallas de Zacoalco) muestran evidencias geológicas (Ferrari et al., 1994; Rosas-Elguera et al., 1997) y sismológicas (Suárez et al., 1994; Pacheco et al., 1999) de actividad neotectónica durante el Cuaternario. Con base en la batimetría de la región marina frente a Puerto Vallarta, Alvarez (2002) también propone la existencia de una zona de fallamiento normal activo en la Bahía de Banderas que parece estar confirmada por la pronunciada actividad sísmica registrada en la zona durante los últimos años (Núñez-Cornú et al., 2002).

El rift de Colima había sido descrito esencialmente como un graben de edad pliocénica-cuaternaria con una burda orientación N-S, dividido en tres segmentos (norte, centro y sur) (Allan et al., 1991). Sin embargo, algunos estudios estructurales y geofísicos cuestionaron la existencia de un fallamiento normal del Plioceno-Cuaternario en el segmento sur del rift (al sur del volcán de Colima), donde sólo hay evidencias de una deformación transpresiva previa al Plioceno (Serpa et al., 1992). Posteriormente, Rosas-Elguera et al. (1996) y Garduño-Monroy et al. (1998) documentaron la existencia de la denominada falla Tamazula, que consta de un conjunto de estructuras transcurrentes y normales de orientación NE-SW pasando por el complejo volcánico de Colima y que llegaría hasta la costa en el área de Manzanillo. Estos autores proponen que dicha falla representa el límite oriental del bloque Jalisco, al sur del volcán de Colima. Como resultado de todos estos trabajos, el modelo de Luhr et al. (1985) fue reconsiderado por Rosas-Elguera et al. (1996) y Ferrari y Rosas-Elguera (2000) quienes propusieron que los rifts Tepic-Zacoalco y Colima representan los límites continentales del bloque Jalisco que fueron parcialmente reactivados durante el Plioceno-Cuaternario con movimientos esencialmente extensionales, como consecuencia de los esfuerzos aplicados en el límite de las placas de Rivera y de Norteamérica.

El brazo oriental de la junta triple de Guadalajara lo conforma el rift de Chapala, que fue definido inicialmente como un graben de dirección E-W (Demant, 1978) formado en respuesta a una extensión ~N-S durante el Plioceno-Cuaternario (Garduño-Monroy et al., 1993). Estudios posteriores demostraron que se trata en realidad de una estructura compuesta por dos semigrábenes con vergencia opuesta: sur en la parte oeste y norte en la parte este (Urrutia-Fucugauchi y Rosas-Elguera, 1994; Rosas- Elguera y Urrutia-Fucugauchi, 1998). Las fallas maestras de estos semigrábenes cortan a rocas de 3.4 Ma en el área de Chapala (Rosas-Elguera y Urrutia-Fucugauchi, 1998) y 3.3 Ma en Pajacuarán-Ixtlán de los Hervores (Rosas- Elguera et al., 1989), aunque la morfología de los escarpes de fallas sugiere que la tectónica no fue activa durante el Cuaternario. Un fallamiento de edad cuaternaria se sugiere, en cambio, en el graben de Citlala, una estructura paralela ubicada inmediatamente al sur de la Laguna de Chapala (Garduño-Monroy et al., 1993; Rosas-Elguera y Urrutia- Fucugauchi, 1998). Más al sur, el semigraben de Cotija es una estructura extensional de dirección WNW-ESE con vergencia al SSW que corta a las rocas del Mioceno tardío (Rosas-Elguera et al., 2003).

Hacia el sector central de la FVTM, el extenso vulcanismo del campo volcánico Michoacán-Guanajuato enmascara la posible existencia de un fallamiento anterior al Plioceno. Sin embargo, existen fallas normales de dirección WNW-ESE y WSW-ENE cortando rocas del Plioceno en los extremos occidental y oriental del campo, respectivamente (Lámina 1). Así mismo, un análisis estadístico de la orientación que siguen los centros de emisión magmática muestra que la mayor parte de los alineamientos de 3 a 6 conos monogenéticos tienen una orientación paralela a estos sistemas de fallas (Connor, 1990). Existen también sistemas de fallas normales con una pequeña componente lateral izquierda afectando a basaltos del Mioceno tardío en la región de los Altos de Jalisco (Lámina 1) (Ferrari et al., 2000b). Estas fallas tienen dirección WSW-ENE y son paralelas al alineamiento de algunos conos de lava de la parte central de la meseta de Los Altos. Por este motivo, Ferrari et al. (2000b) consideran que estas fallas deben haber iniciado su actividad durante la fase final del volcanismo máfico, hace ~8 Ma.

Más al oriente, entre las longitudes de León y Querétaro, el volcanismo pliocénico-cuaternario de la FVTM ocupa una gran depresión asimétrica limitada al norte por el sistema de fallas normales del Bajío y al sur por el sistema de Morelia-Acambay. El sistema del Bajío tiene una longitud mayor a los 70 km y un desplazamiento mínimo superior a los 2 km. Estas fallas estuvieron activas durante el Eoceno y el Oligoceno, principalmente, pero también existió un desplazamiento de por lo menos 500 m después del Mioceno medio (Nieto-Samaniego et al., 1999; Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego, 2005). El sistema de Morelia-Acambay fue descrito inicialmente por Martínez-Reyes y Nieto- Samaniego (1990) y, en su parte central, por Pasquaré et al. (1988); Ferrari et al. (1990) y Pasquaré et al. (1991), como una franja de ~30 km de ancho de fallas de dirección WSW-ENE responsable de las depresiones tectónicas de Zacapu, Cuitzeo, Morelia y Acambay, entre otras. El análisis cinemático indica que se trata de fallas que empezaron su actividad posiblemente en el Plioceno temprano con movimientos laterales izquierdos a transtensivos, para luego volverse progresivamente más extensionales (Ferrari et al., 1990; Suter et al., 1995b). La mayoría de las fallas de la parte occidental del sistema tienen una inclinación hacia norte y basculan al sur a las secuencias volcánicas del Mioceno y Plioceno. Sin embargo, también se han reportado evidencias de movimientos cuaternarios en la región de Morelia (Garduño-Monroy et al., 2001). En cambio, la parte oriental del sistema se caracteriza por una estructura tipo graben asimétrico, formado por las fallas Epitacio Huerta y Acambay-Tixmadeje, al norte, y las fallas Venta de Bravo y Pastores, al sur, que exhiben una pequeña componente lateral izquierda (Suter et al., 1992; Suter et al., 1995b). Este sector es el más activo del sistema, y prueba de ello es el sismo de 1912 con magnitud 6.9 y epicentro en Acambay (Urbina y Camacho, 1913; Suter et al., 1995b; Suter et al., 1996), para el cual se ha estimado una recurrencia de ~3600 años durante el Holoceno (Langridge et al., 2000). Un análisis detallado de la neotectónica de todo el sistema Morelia-Acambay ha sido descrito recientemente por Suter et al. (2001) y Szynkaruk et al. (2004).

El sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende (TSMA) fue identificado por Demant (1981) como un conjunto de estructuras transversal a la FVTM que se desarrolla con una dirección NNW entre las ciudades homóminas. Varios segmentos de este sistema de fallas han sido estudiados con detalle durante la última década. En su estudio de síntesis Alaniz-Álvarez et al. (2002b) describen el TSMA como una estructura continental mayor con más de 500 km de longitud y hasta 35 km de ancho que constituye el límite entre bloques corticales con distintos espesores y topografías. Varias porciones de este sistema se han visto reactivadas con cinemáticas distintas desde el Oligoceno (Alaniz-Álvarez et al., 2002a; 2002b).

La deformación es más antigua en la porción oriental de la FVTM. La cuenca de la Ciudad de México es una depresión tectónica con más de 2 km de profundidad cuya formación se remonta al Oligoceno o hasta al Eoceno (Ferrari et al., 2003a; Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego, 2005). La depresión está limitada al oeste por el TSMA y al sur por el sistema de fallas de La Pera-Tenango con orientación E-W (García-Palomo et al., 2000; Ferrari et al., 2003a), que también parece controlar el volcanismo monogenético de la Sierra Chichinautzin (Márquez et al., 1999c). En el resto de la FVTM oriental, las únicas estructuras tectónicas evidentes son el semigraben de Aljibes, el graben Mezquital (Suter et al., 2001) y las fallas normales del campo volcánico de Apan (García-Palomo et al., 2002). El semigraben de Aljibes está conformado por cuatro fallas normales de dirección E-W ubicadas en el límite norte de la FVTM, a ~140 km al NNW de la Ciudad de México (Suter et al., 1995a). Las fallas basculan al sur, cortan basaltos del Mioceno tardío, y se consideran potencialmente activas (Suter et al., 1995a; Suter et al., 1996). El graben del Mezquital es una estructura de dirección E-W ubicada ~40 km al este de Aljibes. Algunos estudios gravimétricos sugieren que ambas estructuras son parte de una sola depresión tectónica (Campos-Enríquez y Sánchez-Zamora, 2000). El graben está limitado al norte por la falla Cardonal que llega a afectar a rocas con edades mayores a los 4.6 Ma (Suter et al., 2001). Sin embargo, y aunque la sismicidad es difusa en el área, la presencia de dos eventos sísmicos de magnitud (Mw) ~5 indican que esta estructura es potencialmente activa (Suter et al., 1996; Quintanar et al., 2004). Por su parte, García-Palomo et al. (2002) describen varias fallas normales de dirección NE en el campo volcánico de Apan (Lámina 1). Aparentemente estas fallas afectan únicamente a rocas del Mioceno medio y no parecen ser activas.

En resumen, las evidencias geológicas reportadas hasta el momento señalan que la FVTM se encuentra en buena medida bajo un régimen tectónico distensivo, aunque las fallas cuaternarias de la porción central de la FVTM tienen una pequeña y variable componente lateral izquierda. El régimen débilmente transtensivo se explica considerando que la convergencia entre las placas de Cocos y de Norteamérica es ligeramente oblicua, y que existe una partición de la deformación en el límite de placa que hace necesario acomodar la componente de movimiento paralela a la trinchera (izquierda) en la placa superior (Ego y Ansan, 2002). La FVTM es el lugar más apropiado para acomodar esta componente lateral izquierda debido a que representa la principal zona de debilidad cortical al norte de la trinchera (Ego y Ansan, 2002).

La relación que existe entre los mecanismos de emplazamiento magmático y el sistema de deformación estructural a lo largo del arco ha sido motivo de intensa discusión entre investigadores. Diversos estudios han sugerido que la conspicua alineación de los grandes estratovolcanes mexicanos con una orientación general N-S debe estar relacionada con un sistema de fallamiento distensivo que sigue esa orientación (Cantagrel y Robin, 1979; Höskuldsson y Robin, 1993; Alaniz-Álvarez et al., 1998). Aunque este modelo podría explicar el alineamiento de estratovolcanes a lo largo del TSMA, hasta la fecha no se han reportado evidencias claras que señalen la existencia de fallas distensivas o laterales afectando a los estratovolcanes del sistema Popopocatépetl-Iztaccíhuatl-Tláloc o al Cofre de Perote-Pico de Orizaba. Se ha sugerido también que las rocas volcánicas más primitivas del sector oriental, asociadas generalmente a los campos monogenéticos y/o a derrames fisurales (Chichinautzin y Tenango, por ejemplo), se han emplazado a lo largo de fallas y fisuras que siguen una orientación preferencial E-W (Márquez et al., 1999c; García-Palomo et al., 2000). En efecto, dicho sistema de fallamiento parece favorecer en buena medida el rápido ascenso de magmas primitivos en este sector, y aparentemente comparte muchas de las características del sistema de deformación que afecta al sector central del arco volcánico (Suter et al., 2001). En ese sentido AlanizÁlvarez et al. (1998) propusieron un modelo general para explicar el contraste en la orientación preferencial de los centros monogenéticos (paralela al arco) con respecto a los estratovolcanes (transversal al arco). Estos autores proponen que la oblicuidad del arco con respecto a la trinchera hace que las fallas paralelas al arco acomoden la mayor parte de la extensión, favoreciendo que los magmas asciendan rápidamente formando centros monogenéticos, mientras que las fallas transversales al arco, al acomodar una pequeña parte de la extensión, tienen una baja tasa de deformación y favorecen el entrampamiento de magmas y la formación de estratovolcanes. Aunque este modelo ha recibido críticas por diversos investigadores (Contreras y Gómez-Tuena, 1999; Siebe et al., 1999; Suter, 1999), quienes señalaron numerosas inconsistencias al modelo con base en argumentos estructurales, petrológicos y observaciones de campo, también es cierto que hasta la fecha no existe ningún modelo alternativo que permita explicar convincentemente el conspicuo alineamiento de los estratovolcanes en la FVTM (Alaniz-Álvarez et al., 1999).

 

2.2. Las placas oceánicas

2.2.1. Historia y geometría de las placas oceánicas en subducción

Aunque por más de un siglo se han propuesto un raudal de hipótesis sobre el origen de la FVTM y la misteriosa falta de paralelismo entre la trinchera mesoamericana y el arco magmático (von Humboldt, 1808; De Cserna, 1958; Mooser, 1972; Gastil y Jensky, 1973; Johnson y Harrison, 1989), las múltiples evidencias geofísicas con las que contamos en la actualidad indican claramente que las placas oceánicas de Cocos y de Rivera se introducen hacia el manto por debajo del continente (Figura 4). Por este motivo, la mayor parte de los investigadores asumen que la formación de magmas en la FVTM, y su distribución oblicua con respecto a la trinchera, deben estar de alguna manera ligados al proceso en subducción (Urrutia-Fucugauchi y Del Castillo, 1977; Urrutia-Fucugauchi y Böhnel, 1987; Pardo y Suárez, 1993; Pardo y Suárez, 1995). No obstante dichas evidencias, algunos investigadores encuentran difícil esta relación debido a las peculiaridades petrológicas de las rocas magmáticas, a la conspicua presencia de una tectónica distensiva asociada al emplazamiento de magmas primitivos, y a que el plano de Wadati-Benioff no se encuentra bien definido debajo de la mayor parte del arco (Márquez et al., 1999a; Verma, 1999; Sheth et al., 2000; Verma, 2000a; Verma, 2002). Es evidente que dichas consideraciones deben ser tomadas también en cuenta al evaluar de manera integral el origen de la FVTM, y una discusión más amplia sobre estos problemas será posteriormente plasmada en este trabajo.

La historia tectónica de las placas oceánicas del Pacífico ha sido explorada en diversas publicaciones mediante la observación de los patrones de anomalías magnéticas (Atwater, 1970; Menard, 1978; Mammerickx y Klitgord, 1982; Londsdale, 1991). Dichos estudios han mostrado que la configuración tectónica actual de la zona de subducción mexicana es el resultado de la fragmentación sucesiva que sufrió la placa Farallón al momento en que las crestas meso-oceánicas llegaron en proximidad con la zona de subducción de la placa de Norteamérica. Este proceso de fragmentación produjo importantes reorganizaciones en la configuración de las crestas meso-oceánicas y también originaron cambios en la dirección y en la velocidad del vector de convergencia a lo largo del margen continental pacífico (Engebretson et al., 1985).

En la actualidad, la porción occidental del arco se encuentra subyacida por la placa de Rivera, mientras que la porción central y oriental se encuentran subyacidas por la placa de Cocos (Figura 4). Aunque existen algunas divergencias en cuanto a las edades absolutas de las placas oceánicas y las velocidades de convergencia, todos los autores coinciden en afirmar que la placa de Rivera es relativamente más joven y converge a una velocidad menor que la placa de Cocos (Nixon, 1982; Pardo y Suárez, 1993; DeMets et al., 1994; Kostoglodov y Bandy, 1995; Pardo y Suárez, 1995). La placa de Rivera tiene aparentemente una edad menor a los 13 Ma a lo largo de la trinchera, y su velocidad de convergencia varía entre 1.7 y 2.2 cm/año (DeMets et al., 1994) o 4 y 4.9 cm/año (Kostoglodov y Bandy, 1995), según el modelo que se utilice. En cambio, la edad de la placa de Cocos varía entre los 12.7 y 16 Ma, mostrando un incremento gradual hacia la porción oriental de la trinchera. La velocidad de convergencia también se incrementa hacia el oriente y varía desde ~4.7 hasta ~6.7 cm/año.

Figura 4. Mapa tectónico generalizado del sistema de subducción mexicano (modificado de Pardo y Suárez, 1995). Los números separados por comas indican la edad de la corteza oceánica (en Ma) y la velocidad de convergencia (en cm/a), respectivamente. Las curvas de nivel representan la profundidad de la placa oceánica (la curva segmentada es una inferencia). Una sección representativa de la corteza oceánica fue muestreada por el Deep Sea Drilling Project en el sitio 487 (DSDP sitio 487). Se incluyen también como referencia algunos campos volcánicos importantes: Campo volcánico de Los Tuxtlas (Tuxtlas), volcán Pico de Orizaba (Pico), volcán Popocatépetl (Popo), campo volcánico de Chichinautzin (Chichi), campo volcánico de Michoacán-Guanajuato (CVMG), volcán de Colima (Colima), campo volcánico de Mascota (Mascota), y volcán San Juan (S. Juan).

Los estudios sobre la profundidad de los mecanismos focales muestran que la placa de Rivera se introduce hacia el manto con un ángulo cercano a los 50° y la señal sísmica puede alcanzar ~120 km de profundidad (Pardo y Suárez, 1993, 1995). El ángulo de subsidencia de la placa de Cocos es mucho más variable, y es notable que los hipocentros sísmicos se limiten a profundidades menores a 70 km (Figura 4). De esta forma, los datos sísmicos indican que la placa de Cocos disminuye paulatinamente su inclinación desde su límite con la placa de Rivera hasta aproximadamente la longitud 101°W para volverse posteriormente subhorizontal debajo de una parte de la porción central y la porción oriental de la FVTM. Al sureste de Palma Sola, la placa de Cocos aumenta rápidamente su inclinación para alcanzar otra vez un ángulo de 45–50° entre el Istmo de Tehuantepec y el Arco Centroamericano (Pardo y Suárez, 1995). Esta peculiar configuración tectónica parece ser la responsable de la oblicuidad del arco magmático, así como de la lejanía de su parte oriental con respecto a la trinchera mesoamericana.

La evolución del sistema de subducción mexicano y el origen de la peculiar geometría que observamos en la actualidad no se conocen con claridad. Las reconstrucciones globales indican que la placa de Cocos comenzó a existir a los ~24 Ma por efecto de la fracturación de la placa Farallón, que tambien dio origen a la placa de Nazca (Atwater, 1989). Recientemente se ha establecido que la separación de la placa de Rivera ocurrió a los ~10 Ma, debido a que ésta es la edad más antigua para la cual es posible comprobar una deformación en la parte norte de la cresta abandonada de los Matemáticos (DeMets y Traylen, 2000).

También se ha propuesto que la trinchera mesoamericana que conocemos actualmente es el resultado de la migración hacia el este del bloque Chortis, cuya margen occidental se encontraba, probablemente, a la altura de Zihuatanejo antes del Oligoceno (Ratschbacher et al., 1991; Herrmann et al., 1994; Schaaf et al., 1995; Morán-Zenteno et al., 1996; Morán-Zenteno et al., 1999). La margen occidental del bloque Chortis se encontraba probablemente a la longitud de Oaxaca oriental al final del Mioceno temprano, lo que implica que la trinchera frente a la FVTM ya estaba establecida en su posición actual para ese periodo (Morán- Zenteno et al., 1999). La presencia del arco del Mioceno medio en una ubicación no muy lejana del frente volcánico actual en la parte centro-oriental de la FVTM (Lámina 1, Figura 2) podría indicar que la geometría subhorizontal de la placa de Cocos se remonte también a este periodo. Por lo que respecta a la parte occidental de la FVTM, la notable migración del frente volcánico hacia la trinchera desde ~8.5 Ma ha llevado a Ferrari et al. (2001) a sugerir que la placa de Rivera haya iniciado un proceso de retroceso o rollback desde el final del Mioceno, una hipótesis que parece ser consistente con la drástica disminución en la velocidad de convergencia relativa entre esta última y la placa de Norteamérica a partir de los 9 Ma (DeMets y Traylen, 2000).

 

2.2.2. Estructura térmica de la zona de subducción mexicana

La estructura térmica de la zona de subducción mexicana ha sido poco estudiada, y aunque los modelos numéricos publicados hasta el momento tienen ya un grado avanzado de sofisticación, aún es necesario incorporar mayores complejidades que describan adecuadamente las variaciones de la estructura térmica a todo lo largo del arco, y asociar estos resultados con el registro geológico y petrológico.

El flujo térmico medido en el sur y centro de México muestra a grandes rasgos las características típicas de una zona de subducción (Smith et al., 1979; Polak et al., 1985; Prol-Ledezma y Juárez, 1985; Ziagos et al., 1985): los valores más bajos se encuentran en la zona del antearco (13–22 mWm-2), y se incrementan de forma significativa hacia el arco magmático (~100 mWm-2). No obstante, los valores de flujo térmico registrados tienen aún demasiadas incertidumbres. Las mediciones directas realizadas en perforaciones son aún muy pocas y relativamente someras (<200 m), y la variación en las características topográficas, geológicas e hidrológicas de cada región añaden complejidades adicionales a nivel local que son difíciles de evaluar y corregir. Por eso, la principal limitación de los modelos térmicos actuales de la zona de subducción mexicana es la carencia de un parámetro de flujo térmico lo suficientemente robusto que permita acotar los modelados numéricos (Currie et al., 2002).

Los principales parámetros físicos que han sido tomados en cuenta para la construcción de los modelos térmicos de la zona de subducción mexicana (y de otras partes del mundo) son la geometría y la edad de las placas oceánicas subducidas, el espesor de la cobertura sedimentaria y la velocidad de convergencia (Currie et al., 2002; Manea et al., 2004; Manea et al., 2005). Sin embargo, existen otros parámetros físicos que son mucho más difíciles de evaluar pero que en su conjunto pueden llegar a controlar de manera significativa los resultados numéricos: la conductividad térmica de las unidades geológicas involucradas (continentales y oceánicas), la generación de calor por decaimiento radiactivo, la extensión del acoplamiento entre las dos litósferas involucradas y el calor generado a través de la fricción en la zona de contacto, y la viscosidad del manto astenosférico.

Los modelos térmicos de Currie et al. (2002), enfocados a caracterizar la profundidad y extensión de la zona sismogénica en la zona de subducción, indican que a pesar de que las cortezas oceánicas que están siendo subducidas debajo de México son jóvenes, la temperatura de las placas oceánicas es anómalamente fría debido a que aparentemente existe una vigorosa circulación hidrotermal en la litósfera oceánica antes de ser subducida (Prol-Ledezma et al., 1989), y a la ausencia de un espesor importante de sedimentos aislantes cubriendo a la corteza basáltica. En estos modelos, la zona sismogénica se restringe a temperaturas menores a los ~350 °C que, en el caso de México, se traduce a profundidades menores a 40 km. Sin embargo, estos modelos predicen temperaturas extraordinariamente bajas para la cuña del manto ubicada debajo del arco (<1000 °C) y no parecen ser capaces de reproducir adecuadamente los valores de flujo térmico medidos en la zona del arco y el trasarco mexicanos.

Recientemente se han elaborado modelos térmicos más sofisticados en donde se toma en cuenta la existencia de una amplia zona de acoplamiento (~200 km) entre la placa oceánica y la continental para el perfil Guerrero-Ciudad de México (Kostoglodov et al., 2003), y en donde se asume que la viscosidad del manto depende de la temperatura (Manea et al., 2004). Estos modelos proponen que la zona sismogénica de la zona de subducción se localiza entre las isotermas de 150 °C y 450 °C. Adicionalmente, Manea et al. (2004) grafican los resultados de su modelo térmico en un diagrama de fases para basaltos oceánicos y el manto peridotítico, y sugieren la aparición de facies eclogíticas a >450 °C y 1.3 GPa, precisamente en el lugar en donde la placa oceánica se desacopla de la placa continental. En estos modelos, la profundidad máxima a la que ocurren los sismos intraplaca (~80 km) coincide con la desaparición de fases mineralógicas hidratadas. Por otro lado, al considerar que la viscosidad del manto depende de la temperatura, y utilizando las viscosidades nominales del olivino a presiones y temperaturas del manto superior determinadas experimentalmente (Hirth y Kohlstedt, 2003), Manea et al. (2005) predicen que la corteza oceánica subducida puede experimentar fusión parcial a profundidades de 50–60 km y que el manto astenosférico hidratado alcanza temperaturas lo suficientemente altas como para lograr fundirse (>1 200 °C). Sin embargo, los modelos no predicen temperaturas lo suficientemente altas como para poder fundir el manto peridotítico en condiciones anhidras, y por lo tanto no son capaces de explicar la génesis de los magmas de tipo intraplaca emplazados en el frente del arco magmático.

 

2.2.3. Composición de las placas oceánicas en subducción Aunque es difícil tener una visión exacta de las variaciones composicionales de la corteza oceánica que subduce y del espesor e importancia de su cobertura sedimentaria, los sondeos realizados en la costa pacífica mexicana por el Deep Sea Drilling Project (DSDP) y las interpretaciones realizadas recientemente en los perfiles de anomalías gravimétricas a lo largo de la trinchera (Manea et al., 2003) nos permiten tener, al menos, una aproximación objetiva y tangible de estas variables. Los estudios de Manea et al. (2003) permiten interpretar que la columna sedimentaria sobre la placa de Rivera no debe alcanzar más de 20 metros de espesor, y que este espesor se incrementa gradualmente hacia el SE. Por otra parte, el DSDP realizó varios sondeos sísmicos y perforaciones exploratorias en la trinchera mesoamericana, en la denominada Leg 66 (Moore et al., 1982). De todas ellas, la perforación realizada a unos 11 km de las costas de Guerrero, en el sitio 487 (15° 51.210’ de latitud Norte y 99° 10.518’ de longitud W), penetró completamente en la pila sedimentaria y alcanzó la corteza basáltica subyacente (Figuras 4 y 5). La columna sedimentaria en este sitio está compuesta por ~100 m de sedimentos hemipelágicos de edad cuaternaria, subyacidos por ~70 m de sedimentos pelágicos con edades del Mioceno tardío–Plioceno. Tomando en cuenta el patrón de anomalías magnéticas, la corteza basáltica debe pertenecer al Mioceno tardío (~13 Ma).

La columna litológica de este sitio (Figura 5) ha sido descrita y estudiada con cierto detalle por varios autores (Moore et al., 1982; Plank y Langmuir, 1998; Verma, 2000a; LaGatta et al., 2003). Los sedimentos hemipelágicos tienen un carácter terrígeno y deben derivarse de la denudación de las rocas continentales de la margen pacífica mexicana. Esta capa está principalmente compuesta por un lodo grisáceo con cristales de cuarzo, feldespato y mica, mineralogías típicas de los plutones costeros del margen continental pacífico (Schaaf et al., 1995). Los sedimentos pelágicos están compuestos principalmente por arcillas y presenta coloraciones pardas, rojizas y negras. El origen primario de estos sedimentos debe estar asociado a la actividad hidrotermal de las crestas meso-oceánicas. Los fragmentos de corteza oceánica recuperados en este sitio están conformados principalmente por un basalto con cristales de plagioclasa y olivino, y menores proporciones de un basalto afírico (Verma, 2000a).

Aunque es evidente que la composición de los sedimentos y la corteza oceánica pueden variar de manera significativa a lo largo de la trinchera, los materiales colectados y analizados en el sitio 487 representan la única aproximación directa que tenemos a los componentes que están siendo subducidos. Por este motivo, varios autores han realizado estudios geoquímicos en los distintos componentes asociados a la columna sedimentaria del sitio 487 (Plank y Langmuir, 1998; Verma, 2000a; LaGatta, 2003). La Figura 5 muestra los patrones de elementos traza y de Tierras Raras de los distintos componentes sedimentarios y los de la corteza basáltica alterada (LaGatta, 2003). Los horizontes pelágicos y hemipelágicos son geoquímicamente distintos. En general, el componente pelágico tiene mayores concentraciones de elementos traza que su contraparte terrígena. Por ejemplo, los sedimentos pelágicos tienen casi cinco veces más Ba, cerca del doble de elementos de las Tierras Raras ligeras (LREE por sus siglas en inglés) y poco más del triple de elementos de las Tierras Raras pesadas (HREE por sus siglas en inglés) que los sedimentos hemipelágicos. La diferencia más notable entre ambos horizontes reside en la denominada “anomalía de Ce”. La Figura 5 muestra claramente que, a diferencia de los sedimentos terrígenos, el componente pelágico tiene menores concentraciones relativas de Ce con respecto a sus vecinos inmediatos (La y Pr). Esta anomalía es una característica común en los sedimentos marinos, y resulta de la solubilidad relativa del Ce tetravalente en el agua de mar (Rollinson, 1993; Plank y Langmuir, 1998). Curiosamente, ambos horizontes sedimentarios presentan poca variación en la composición isotópica de Sr y Nd (0.7085 y 0.5125, en promedio), pero difieren significativamente en la composición isotópica de Pb. Los sedimentos terrígenos presentan valores muy radiogénicos en la relación 206Pb/204Pb (~18.8, en promedio), mientras que las capas pelágicas presentan valores similares a los basaltos de dorsales meso-oceánicas (mid-ocean ridge basalts o MORB) (~18.5, en promedio) (Verma, 2000a; LaGatta et al., 2003).

Figura 5. (a) Litología y estratigrafía de la placa de Cocos muestreada en el sitio DSDP 487. (b) Patrones normalizados de elementos traza y (c) Tierras Raras de los distintos horizontes litológicos del sitio DSDP 487 (Legget, 1982; Plank y Langmuir, 1998; Verma, 2000a; LaGatta, 2003). Valores de normalización con respecto al N-MORB (Sun y McDonough, 1989) y las Condritas CI (McDonough y Sun, 1995).

 

2.3. La placa continental

2.3.1. Estructura cortical

La información más completa sobre la estructura cortical a todo lo largo de la FVTM ha sido principalmente determinada con base en estudios de anomalías gravimétricas (Molina-Garza y Urrutia-Fucugauchi, 1993; De la Fuente et al., 1994; Urrutia-Fucugauchi y Flores-Ruiz, 1996; Flores-Ruiz, 1997; García-Perez y Urrutia-Fucugauchi, 1997; Campos-Enríquez y Sánchez-Zamora, 2000) y estudios sísmicos (Urrutia-Fucugauchi, 1986; Valdés et al., 1986; Nava et al., 1988; Geolimex Working Group, 1994; Campillo et al., 1996). Existen también algunos estudios de anomalías magnéticas (Campos-Enríquez et al., 1990) y levantamientos magnetotelúricos (Jording et al., 2000) que cubren de manera aislada ciertos sectores del arco, y aunque sus interpretaciones son aún demasiado generalizadas y difíciles de evaluar en un contexto geológico regional, en general parecen ser consistentes con los trabajos sísmicos y gravimétricos.

Los patrones de anomalías gravimétricas a lo largo del arco magmático muestran una estructura relativamente sencilla, compatible con un incremento en el espesor cortical desde las costas hacia el interior del continente (Figura 6a). Sin embargo, la figura permite también distinguir regiones con espesores corticales contrastantes. La región con el mayor espesor cortical se localiza en el sector oriental de la FVTM, extendiéndose desde el frente volcánico hasta el norte de Puebla. Los valores mayores se encuentran sobre todo en las cercanías del Valle de México y el Valle de Toluca (~47 km). El sector central de la FVTM muestra un espesor cortical relativamente menor (<40 km) y más variable. Las zonas en donde la corteza es más delgada se localizan hacia las costas del Pacífico y el Golfo de México (15–20 km). La estructura cortical determinada para la zona del arco es consistente con los datos obtenidos mediante estudios sísmicos en el sur de México, en donde el espesor cortical se incrementa desde la costa pacífica y alcanza cerca de 47 km debajo del Complejo Oaxaqueño (Urrutia-Fucugauchi, 1986; Valdés et al., 1986).

El mapa hipsométrico de la Faja Volcánica Transmexicana muestra características que correlacionan en buena medida con los datos gravimétricos y de espesor cortical (Figura 6b). La topografía a lo largo del arco magmático muestra elevaciones promedio de 2 200 msnm y concentra los picos de mayor elevación del país. De manera general, la topografía muestra un incremento desde las costas hacia el interior del continente. Las mayores elevaciones (>3500 msnm) se localizan hacia la porción oriental del arco magmático, destacando la presencia de grandes estratovolcanes alineados a lo largo del paralelo 19° N, orientación que marca el frente volcánico activo. Es también evidente un aumento en la densidad de estratovolcanes en el sector oriental del arco, coincidente de manera general con el incremento en el espesor cortical. A todo lo largo de la FVTM, la elevación disminuye de manera gradual hacia el norte del frente volcánico.

Figura 6. (a) Esquema del espesor cortical de la FVTM interpretado a partir de las anomalías gravimétricas (Molina-Garza y Urrutia-Fucugauchi, 1993; De la Fuente et al., 1994; Urrutia-Fucugauchi y Flores-Ruiz, 1996; Flores-Ruiz, 1997). (b) Mapa hipsométrico de la FVTM (modificado del Atlas Nacional de México, 1999). Curvas de nivel a cada 1 000 m. Es notable la buena correlación que existe entre el espesor cortical y la topografía.

 

2.3.2. Geología del basamento

La naturaleza geológica, edad y composición del basamento sobre el cual está emplazada la FVTM son en gran parte desconocidas debido a que se encuentran ocultas debajo de una amplia cobertura volcánica y sedimentaria de edad posterior al Mesozoico. Por esta razón, la extensión geográfica de los terrenos cristalinos que afloran en el sur de México, y sus correlaciones con afloramientos aislados y con los xenolitos colectados en secuencias volcánicas recientes al norte de la FVTM, han estado sujetos a múltiples discusiones (Keppie y Ortega-Gutiérrez, 1998; Ruiz et al., 1999).

Los trabajos pioneros de Campa y Coney (1983) propusieron que gran parte del territorio mexicano está constituido por un ensamble de masas corticales, con historias geológicas diferentes, que fueron acrecionadas a la placa de Norteamérica en distintos eventos tectónicos. Más tarde, los trabajos de Sedlock et al. (1993) y Ortega-Gutiérrez et al. (1994) propusieron una subdivisión de México en terrenos tectonoestratigráficos siguiendo algunos de los lineamientos de Campa y Coney (1983). El resultado fue una subdivisión mucho más compleja que, sin embargo, se ha ido simplificando con la acumulación de nuevos fechamientos, datos estructurales y petrológicos en las zonas donde estos terrenos afloran en superficie, con la investigación de xenolitos acarreados por rocas volcánicas recientes, y con la inspección de las rocas colectadas en perforaciones profundas. Atendiendo a las reconstrucciones tectónicas y correlaciones estratigráficas propuestas por Sedlock et al. (1993) y Ortega-Gutiérrez et al. (1994), y al reconocimiento del microcontinente Grenvilliano Oaxaquia (Ruiz et al., 1988; Keppie y Ortega-Gutiérrez, 1995; Ortega-Gutiérrez et al., 1995), la FVTM podría estar emplazada sobre al menos tres terrenos tectonoestratigráficos distintos: Guerrero, Mixteco y Oaxaquia (Figura 7). Aunque todos ellos muestran una evolución geológica compleja, y varios aspectos acerca de su extensión, límites tectónicos y composición siguen siendo polémicos en la actualidad, a continuación se resumirán sus principales características geológicas, debido a que la petrogénesis de los magmas en la FVTM podría estar influenciada por la asimilación de estas unidades corticales.

Figura 7. Mapa simplificado de los terrenos tectonoestratigráficos mexicanos que podrían formar el basamento de la FVTM (Campa y Coney, 1983; Ruiz et al., 1988; Sedlock et al., 1993; Ortega-Gutiérrez et al., 1994; Ortega-Gutiérrez et al., 1995).

 

2.3.3. Terreno Guerrero

El terreno Guerrero cubre una extensión cercana a 700000 km2 y es por lo tanto el terreno cordillerano más extenso de América del Norte. El terreno fue definido originalmente por Campa y Coney (1983), modificado por Sedlock et al. (1993) y ha sido también estudiado más detalladamente en sus características geoquímicas y petrológicas por varios autores (Lapierre et al., 1992; Centeno-García et al., 1993; Freydier et al., 1996; Elías- Herrera y Orterga-Gutiérrez, 1997; Freydier et al., 1997; Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 1998; Elías-Herrera et al., 1998). De manera general, el terreno Guerrero está compuesto por rocas volcánicas y volcaniclásticas de afinidad oceánica a continental, con una importante componente de rocas sedimentarias marinas. Utilizando información esencialmente geoquímica, Centeno-García et al. (1993) sugieren que la base estructural del terreno Guerrero refleja un ambiente marino profundo, relativamente cercano al continente, sobre el cual se emplazó un arco de islas intraoceánico que fue acrecionado a la placa de Norteamérica durante el Cretácico Superior.

A pesar de que tradicionalmente se ha considerado que la mayor parte del terreno Guerrero está constituido por rocas de afinidad oceánica y de arco magmático, otros estudios estratigráficos, geocronológicos y estructurales han cuestionado la aloctonía del terreno Guerrero, y en cambio lo consideran como un conjunto de rocas volcánicas y sedimentarias depositadas sobre la corteza atenuada de la placa de Norteamérica, que fue posteriormente deformada por la orogenia Larámide (Cabral-Cano et al., 2000b; Cabral- Cano et al., 2000a). Así mismo, algunos datos geoquímicos recientes, obtenidos en xenolitos incorporados en rocas volcánicas del Oligoceno, han sugerido la existencia de rocas continentales silícicas debajo del terreno Guerrero (Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 1997; Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 1998; Elías-Herrera et al., 1998). Las edades modelo de Nd encontradas en las rocas intrusivas de la margen pacífica mexicana (Schaaf et al., 1995), así como la de un xenolito granulítico encontrado en los depósitos piroclásticos de la caldera de Amealco, Querétaro (Aguirre-Díaz et al., 2002), también sugieren la presencia de un basamento más antiguo. Estas evidencias indican que el terreno Guerrero se encuentra probablemente emplazado sobre rocas cristalinas de afinidad continental de edad precámbrica.

 

2.3.4. Terreno Mixteco

El basamento del terreno Mixteco está conformado por el denominado Complejo Acatlán (Yañez et al., 1991; Sedlock et al., 1993; Ortega-Gutiérrez et al., 1994). Las rocas que lo conforman son principalmente metasedimentos y metabasitas de afinidad oceánica a continental metamorfizadas en facies de anfibolita, eclogita y esquisto verde, que son intrusionados por granitos e influenciados por periodos de migmatización.

La estratigrafía del complejo Acatlán comprende los subgrupos Acateco y Petlalcingo, la Formación Tecomate, los troncos Totoltepec y el intrusivo San Miguel. La división de estas unidades está basada en los diferentes estilos de deformación y metamorfismo que las afectan. El subgrupo Petlalcingo está conformado por esquistos pelíticos, cuarcitas, metagrauvacas y diques gabroicos de la Formación Chazumba, y por anfibolitas, cuarcitas, pedernales, esquistos calcáreos y rocas verdes de la Formación Cosoltepec. Las rocas de este subgrupo han sido interpretadas como rocas sedimentarias marinas interestratificadas con rocas máficas de afinidad oceánica, que han sido metamorfi- zadas a presión moderada y alta temperatura. Las rocas del subgrupo Acateco incluyen rocas verdes miloníticas, anfibolitas, metagabros, serpentinitas, eclogitas, cuarcitas y metapelitas de la Formación Xayacatlán; y rocas plutónicas graníticas, aplíticas y pegmatíticas del Ordovícico–Silúrico denominadas como los Granitoides Esperanza (440-428 Ma). Las rocas eclogíticas de la Formación Xayacatlán alcanzan picos metamórficos de 15 kb y 500–550 °C (Ortega-Gutiérrez, 1981). Esta secuencia de basamento se encuentra discordantemente cubierta por conglomerados, arcosas, lutitas y calizas de la llamada Formación Tecomate del Devónico. Posteriormente, la Formación Tecomate fue deformada y metamorfizada antes del depósito de sedimentos marinos del Misisípico-Pérmico (Formación Patlanoaya), y continentales del Pensilvánico(?)–Pérmico (Formación Matzitzi). El Complejo Acatlán fue afectado por un evento intrusivo del Pensilvánico tardío (287 ± 2 Ma) denominado tronco de Totoltepec, y por un evento tectonotérmico del Jurásico Inferior al Medio (205-170 Ma) en donde se emplazaron los intrusivos San Miguel y la Migmatita Magdalena. La cobertura de las secuencias paleozoicas incluyen: (1) rocas volcánicas e intrusivas del Triásico al Jurásico Medio (Formación Rosario e Intrusivos San Miguel), (2) rocas sedimentarias marinas (conglomerados, calizas, lutitas y areniscas) del Jurásico al Cretácico Superior, (3) conglomerados, areniscas, lutitas y rocas volcánicas del Paleógeno, (4) ignimbritas riolíticas, secuencias volcaniclásticas, lavas andesíticas, cuerpos hipabisales andesíticos y secuencias sedimentarias lacustres del Oligoceno al Plioceno (Morán-Zenteno et al., 1999).

El terreno Mixteco limita al oriente con Oaxaquia, al sur con el terreno Chatino, y al occidente con el terreno Guerrero. La frontera norte del terreno Mixteco se encuentra cubierta por la FVTM y por lo tanto se desconoce si el límite con Oaxaquia representa una anisotropía cortical en el centro de México.

 

2.3.5. Oaxaquia

El concepto del microcontinente Oaxaquia (Ortega- Gutiérrez et al., 1995) es uno de los temas de la geología mexicana que ha despertado gran atención en los últimos años. De manera simple, Oaxaquia representaría una gran masa cortical de edad Grenvilliana (∼1 Ga), con una extensión que podría alcanzar cerca de 1 000 000 km2. El microcontinente estaría conformado por los terrenos Oaxaca, Juárez, Sierra Madre, Maya y partes del terreno Coahuila de Campa y Coney (1983); o por sus equivalentes de Sedlock et al. (1993): Zapoteco, Guachichil, Tepehuano, Maya y partes del terreno Coahuiltecano. No obstante, la unificación de estos terrenos en el microcontinente Oaxaquia atiende únicamente a la similitud de las rocas que conforman el basamento del Proterozoico Medio (Grenvillianas) y no necesariamente a las rocas de cobertura. El microcontinente Oaxaquia está definido por distintos afloramientos localizados hacia la porción oriental de México (Figura 7): Gneis Novillo (Ciudad Victoria, Tamaulipas) (Ortega-Gutiérrez, 1978), Gneis Huiznopala (Molango, Hidalgo) (Lawlor et al., 1999), Complejo Oaxaqueño (Oaxaca) (Ortega-Gutiérrez, 1984), Complejo Guichicovi (La Mixtequita, Oaxaca) (Murrillo-Muñetón, 1994; Weber y Köhler, 1998); por las edades modelo de Nd e isócronas de Sm-Nd encontradas en xenolitos de la corteza inferior acarreados por rocas volcánicas cenozoicas: maares de La Joya y La Olivina (San Luis Potosí) (Ruiz et al., 1988; Schaaf et al., 1994); y mediante su identificación en perforaciones profundas hechas por PEMEX en Tampico, Tamaulipas (Quezadas-Flores, 1961).

Los afloramientos del Complejo Oaxaqueño están conformados principalmente por metapelitas, gneises cuarzofeldespáticos, calcisilicatos, anfibolitas y mármoles, comúnmente intrusionados por anortositas, charnokitas y gneises máficos granatíferos. Toda la secuencia se encuentra metamorfizada en facies de granulita, y localmente reequilibrada en facies de anfibolita. Las rocas descritas en los afloramientos de los Gneises Novillo, Huiznopala y Guichicovi presentan de manera general las mismas características litológicas, condiciones metamórficas y estructurales que las descritas en el Complejo Oaxaqueño. Por su parte, los xenolitos colectados en las secuencias volcánicas tienen dominantemente un carácter máfico a intermedio, y están constituidos por gabros y tonalitas metamorfizados en facies de granulita.

 

3. Petrogénesis ígnea de la Faja Volcánica Transmexicana

En este capítulo se revisarán las características composicionales de las rocas volcánicas emplazadas en la FVTM desde el Mioceno medio y tardío, echando mano de una extensa base de datos geoquímicos compilada de la literatura. Para efectos de claridad, y con ánimo de facilitar la lectura de este trabajo, hemos convenido dividir la gran variedad composicional de las rocas volcánicas en cuatro grandes grupos: rocas alcalino-sódicas, rocas alcalino- potásicas, rocas calcialcalinas y vulcanismo riolítico. Aunque esta división es a todas luces arbitraria (pues las composiciones químicas de las rocas de los distintos grupos tienden a traslaparse), la división obedece a que tradicionalmente los estudios petrológicos han estado enfocados a definir secuencias volcánicas específicas, y a que nos permite explorar a grandes rasgos los distintos procesos petrogenéticos que les dan origen.

Figura 8. Diagrama de clasificación basado en el contenido de álcalis totales vs. sílice (Le Bas et al., 1986) para los análisis compilados de la Faja Volcánica Transmexicana. Se incluye la línea que divide los campos de las rocas alcalinas y subalcalinas (Irvine y Baragar, 1971).

 

3.1. Composición química de las rocas volcánicas

Este trabajo incluye una compilación de los análisis químicos de elementos mayores, traza y relaciones isotópicas reportadas en la literatura en cientos de muestras de roca volcánica de la Faja Volcánica Transmexicana (http://satori. geociencias.unam.mx/Centenario/Gomez-Tuena.xls). La base de datos contiene las coordenadas geográficas del punto de muestreo, así como la edad de emplazamiento determinada por métodos isotópicos o, en su caso, estimada a partir de las relaciones estratigráficas establecidas en el campo (Ferrari et al., 2005a).

Los datos utilizados en las Figuras 8-13 muestran las abundancias relativas de los elementos mayores recalculadas al 100% en base anhidra, y con el contenido de FeO y Fe2O3 recalculado de acuerdo a los criterios establecidos por Middlemost (1989). Es posible que los resultados obtenidos con este esquema de cálculo no coincidan con los presentados por los autores originales, pero consideramos que la aplicación de un criterio de normalización uniforme es indispensable para fines comparativos. Deseamos aclarar que una evaluación exhaustiva de las variaciones geoquímicas en la FVTM en el tiempo y en el espacio está más allá de los objetivos de este trabajo, y que simplemente pretendemos presentar diagramas de variación que permiten ilustrar las características composicionales más relevantes del arco. Así mismo consideramos necesario hacer notar que aunque las muestras incluidas en esta compilación se distribuyen a lo largo de todo el arco magmático, los datos reportados no son necesariamente representativos de la diversidad geoquímica de toda la FVTM. Esto se debe a que ciertas zonas del arco han recibido una atención especial en las investigaciones, mientras que en otras zonas los datos siguen siendo escasos.

La Figura 8 muestra el diagrama clásico de clasificación geoquímica basado en el contenido de álcalis totales y sílice (Le Bas et al., 1986) para todas las rocas incluidas en la compilación, así como la línea que divide las rocas alcalinas de las subalcalinas definida por Irvine y Baragar (1971). El diagrama muestra que las rocas con afinidades subalcalinas son claramente dominantes (83% de los análisis), mientras que las rocas alcalinas se presentan de manera subordinada. En el esquema de clasificación de Le Maitre (1989), la gran mayoría de las rocas subalcalinas pertenecen a la serie calcialcalina con contenido medio de K (~86% de los análisis), mientras que las rocas calcialcalinas ricas en K son menos abundantes (Figura 9). Por su parte, las rocas alcalinas se pueden dividir en sódicas y potásicas utilizando el diagrama de Le Bas et al. (1986) (Figura 9b). En este caso, las rocas alcalino sódicas son relativamente más abundantes (62% de los análisis).

La Figura 10 muestra la distribución geográfica de las distintas series magmáticas. En este caso se grafican únicamente las rocas con MgO>5% con la finalidad de filtrar los efectos de cristalización y/o contaminación en el contenido de álcalis. Las rocas subalcalinas (calcialcalinas) y alcalinas se encuentran ampliamente distribuidas a todo lo largo de la FVTM, pero es notable que las rocas alcalinas (tanto sódicas como potásicas) tienden a concentrarse hacia los extremos occidental y oriental del arco. Así mismo, las rocas alcalino-potásicas se encuentran ubicadas en una franja que marca la ubicación del frente magmático occidental del arco y se observa también que su abundancia relativa tiende a desvanecerse hacia el oriente.

La composición de elementos mayores es significativamente diferente en los tres tipos de rocas. Las rocas alcalinas tienden a mostrar concentraciones de SiO2 menores al 60%, y los contenidos de TiO2 y P2O5 alcanzan los valores más elevados (Figura 11). La diferencia más obvia entre las rocas alcalinas potásicas y sódicas es el contenido más alto de K2O en las primeras y de Na2O en las segundas, a concentraciones equivalentes de SiO2. Las rocas alcalino-potásicas menos diferenciadas también tienen los contenidos más altos de P2O5. Por otra parte, las rocas subalcalinas alcanzan los valores más altos de SiO2 y sus datos muestran una menor dispersión que los de las rocas alcalinas.

En términos de los elementos traza las diferencias entre los tres tipos de rocas se ejemplifican con las variaciones relativas en Nb, Sr y Ba (Figura 12). El Nb está marcadamente enriquecido en las rocas alcalinas, alcanzando valores algo más elevados en las rocas alcalinas sódicas. La mayoría de las rocas subalcalinas tienen valores bajos de Nb (<20 ppm), aunque algunas muestras alcanzan valores hasta de 40 ppm y son notorios los altos contenidos que presentan las rocas riolíticas. En cambio, las rocas alcalinas potásicas se caracterizan por alcanzar contenidos muy elevados de Sr (hasta 5,109 ppm) y Ba (hasta 4,765 ppm), mientras las rocas alcalinas sódicas pueden presentar valores sólo ligeramente más elevados que las rocas subalcalinas.

Las diferencias en la composición química son especialmente notorias entre las rocas alcalinas sódicas y potásicas, mientras que las rocas subalcalinas pueden mostrar traslape con esos tipos de rocas. Esto se ejemplifica con el diagrama Ba/Nb vs. TiO2/K2O (Figura 13), en el que se compara el comportamiento de elementos litófilos de ión grande (LILE, e. g., Ba, K) respecto a los elementos de alto potencial iónico (HFSE, e. g., Nb, Ti). La Figura 13 muestra únicamente las rocas con contenidos de MgO>5% con el fin de eliminar en lo posible los efectos de la diferenciación y/o contaminación. En su gran mayoría, las rocas alcalinas sódicas muestran valores bajos de la relación Ba/Nb y elevados de TiO2/K2O, aunque sólo una parte de ellas presentan los bajos valores de Ba/Nb característicos de las rocas intraplaca o de los basaltos asociados a las crestas meso-oceánicas. En las rocas alcalinas potásicas se observa un comportamiento opuesto, pues están enriquecidas en los LILE respecto a los HFSE mostrando valores bajos de TiO2/K2O y una tendencia a valores elevados de Ba/Nb. Los datos de rocas subalcalinas muestran mayor dispersión, y es notable que sus valores traslapen con los observados tanto de las rocas alcalinas sódicas como de las potásicas, aunque tienden a concentrarse en valores intermedios entre esos dos tipos.

 

Figura 9. (a) Clasificación de las rocas subalcalinas (Le Maitre, 1989). (b) Subdivisión de las rocas alcalinas en las series sódicas y potásicas. La línea de división corresponde a Na2O-2=K2O (Le Bas et al., 1986).

 

Figura 10. Distribución geográfica de las rocas (a) alcalinas sódicas, (b) alcalinas potásicas, y (c) subalcalinas (calcialcalinas) con contenido de MgO >5% en peso. Las estrellas indican las principales ciudades del centro de México. C: Colima; G: Guadalajara; M: Morelia; Q: Querétaro; Mex: Ciudad de México; P: Pachuca; Pue: Puebla; V: Veracruz.

 

Figura 11. Diagramas de variación de algunos elementos mayores en función del contenido de SiO2 para rocas alcalinas sódicas (triángulos grises), alcalinas potásicas (círculos blancos), y subalcalinas (rombos grises).

 

Figura 12. Diagramas de variación de algunos elementos traza en función del contenido de SiO2 para rocas alcalinas sódicas (triángulos grises), alcalinas potásicas (círculos blancos), y subalcalinas (rombos blancos).

 

Figura 13. Diagrama de Ba/Nb vs. TiO2/K2O para muestras con contenido de Mgo > 5% en peso. Rocas alcalinas sódicas: triángulos grises; alcalinas potásicas: círculos blancos; y subalcalinas: rombos grises. El campo de basaltos de islas oceánicas (OIB) se trazó a partir de 992 análisis de la compilación de Georoc (http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc).

 

3.2. Rocas alcalinas sódicas y el magmatismo intraplaca

En diversas localidades de la Faja Volcánica Transmexicana se han identificado rocas alcalinas de carácter sódico con características geoquímicas similares a las observadas en rocas generadas en ambientes tectónicos intraplaca (i. e., islas oceánicas y rifts continentales). Aunque este tipo de rocas tiende a mostrar composiciones variables, es notable que en general no muestren señales geoquímicas que permitan asumir contribuciones significativas de la placa en subducción o de la corteza continental. No obstante, las rocas con estas características constituyen un volumen relativamente pequeño dentro de la FVTM y, por lo general, han sido emplazadas en estrecha relación espacial y temporal con rocas que presentan señales apreciables de subducción.

En la actualidad se reconoce que las denominadas rocas intraplaca se han emplazado en una gran diversidad de ambientes tectónicos y que no necesariamente se ubican en zonas muy alejadas de los márgenes tectónicos activos. Sin embargo, y dada la similitud composicional con los basaltos de islas oceánicas (Ocean Island Basalts, OIB), se considera que las rocas continentales de tipo intraplaca se generan por fusión parcial de zonas del manto relativamente enriquecidas en elementos incompatibles, que contrastan con aquellas porciones empobrecidas del manto que dan origen a los basaltos de crestas meso-oceánicas (MORB). Sin embargo, el origen de este enriquecimiento del manto, y la razón por la cual aparece en zonas relativamente restringidas, siguen siendo motivo de acalorada discusión entre los investigadores. La gran mayoría de los investigadores consideran que las características geoquímicas del manto tipo OIB se relaciona al reciclaje de cortezas oceánicas antiguas (incluyendo a sus porciones sedimentarias y gabroicas) que han sido incorporados dentro del manto astenosférico en un mecanismo ligado al proceso global de subducción que ha operado durante la mayor parte de la historia geológica del planeta (Hofmann, 2003). Sin embargo, otros autores han sugerido que la fuente de los magmas de tipo OIB se localiza en el manto litosférico que ha sido metasomatizado por magmas mantélicos enriquecidos en volátiles y elementos incompatibles (Sun y McDonough, 1989; Halliday et al., 1995; Pilet et al., 2004). También se ha sugerido que su origen podría estar relacionado con una delaminación de la litósfera continental metasomatizada y su incorporación dentro del manto astenosférico (McKenzie y O’Nions, 1995).

Pero independientemente de las discusiones sobre el origen del manto que genera los OIB, lo cierto es que la presencia de lavas basálticas con características intraplaca en la FVTM implica que existen fuentes del manto enriquecidas que no han sido modificadas significativamente por el proceso de subducción. Por mucho tiempo se ha pensado que la generación contemporánea de magmas de intraplaca y magmas con señales de subducción no concuerda con los modelos clásicos de magmatismo asociado a márgenes convergentes, y por este motivo muchos investigadores han enfocado sus esfuerzos a tratar de resolver esta aparente discrepancia. Sin embargo, también hay que reconocer que cada vez son frecuentes los reportes de rocas con características de OIB en varios arcos magmáticos del orbe (Hickey-Vargas et al., 1986; Carr et al., 2003; Strong y Wolff, 2003) y que su presencia parece ser más común de lo que se pensaba anteriormente.

Aunque las lavas alcalinas sódicas representan un volumen relativamente pequeño, su presencia es signifi- cativa en los extremos occidental y oriental de la FVTM, y también se presentan de manera aislada en los campos monogenéticos de Michoacán-Guanajuato (Hasenaka y Carmichael, 1987), Chichinautzin (Wallace y Carmichael, 1999; Verma, 2000a), Valle de Bravo-Zitácuaro (Blatter et al., 2001), en las calderas de Los Humeros (Verma, 2000b) y Acoculco (Verma, 2001a).

Las rocas alcalinas sódicas más antiguas de la FVTM se encuentran en el extremo oriental, en los campos volcánicos de Chiconquiaco–Palma Sola, Álamo, sierra de Tantima y Tlanchinol (Figura 14). A partir del Mioceno tardío (~7.5 Ma) y continuando hasta el Plioceno temprano (~3 Ma) los magmas emplazados en estos campos son casi exclusivamente alcalinos sódicos. Durante este periodo dominan las emisiones de tipo fisural que formaron grandes mesetas de lava de composición máfica (Cantagrel y Robin, 1979; Negendank et al., 1985; López-Infanzón, 1991; Gómez-Tuena et al., 2003; Ferrari et al., 2005b). Hacia el Pleistoceno-Holoceno también se emplazaron lavas alcalinas sódicas en este sector, pero en volúmenes subordinados respecto a las rocas calcialcalinas coexistentes (Negendank et al., 1985; López-Infanzón, 1991; Siebert y Carrasco-Núñez, 2002; Gómez-Tuena et al., 2003; Ferrari et al., 2005b). Rocas de edad y composición similar a las de la FVTM oriental también han sido reportadas en el campo volcánico de Los Tuxtlas (Nelson y González-Caver, 1992; Nelson et al., 1995). Sin embargo, y aunque el magmatismo asociado a Los Tuxtlas también parece estar influenciado por la subducción de la placa de Cocos, hemos decidido dejarlo fuera de esta revisión pues no se encuentra ubicado dentro de los límites tradicionales de la Faja Volcánica Transmexicana (Lámina 1 y Figura 1).

Originalmente, los campos volcánicos alcalinos del sector oriental fueron interpretados como pertenecientes a una provincia magmática independiente asociada a procesos extensionales paralelos a la costa del Golfo de México, sin relación con el sistema de subducción del Pacífico. Esta provincia fue definida como Provincia Alcalina Oriental por Demant y Robin (1975) y Robin (1976a). Sin embargo, trabajos posteriores han reportado evidencias geoquímicas e isotópicas de la contribución de material subducido a los magmas alcalinos emplazados en Chiconquiaco–Palma Sola (Negendank et al., 1985; López-Infanzón, 1991; Gómez-Tuena et al., 2003). Por otra parte, Ferrari et al. (2005b) observan que el emplazamiento de magmas alcalinos inicia en toda el área de manera casi simultánea, lo que sugiere un mecanismo regional común para su origen, pero descartan el modelo de rifting debido a la ausencia tanto de fallas normales del Terciario tardío paralelas al Golfo de México (N-S a NNW-SSE), como de fallamiento extensional significativo capaz de producir fusión del manto por descompresión. Además establecen que diques, alineamientos de conos y alargamiento de conos presentan una orientación preferencial NE-SW y NNW-SSE paralela a estructuras corticales preexistentes, las cuales pudieron haber facilitado y controlado el ascenso de magmas, pero que no fueron responsables de inducir la fusión del manto. Con base en las evidencias geoquímicas, geocronológicas y geológicas, diversos autores coinciden en que los campos volcánicos en cuestión forman parte de la FVTM y se relacionan con el sistema de subducción del Pacífico (Negendank et al., 1985; López-Infanzón, 1991; Gómez-Tuena et al., 2003).

Ferrari et al. (2005b) realizaron un estudio geológico y geocronológico en los campos volcánicos al norte del sector oriental. Estos autores reportan edades de 7.6-5.7 Ma para la sierra de Tantima, campo volcánico de Álamo, y flujos lávicos de Tlanchinol. En los campos volcánicos de la sierra de Tantima y Tlanchinol, las secuencias de flujos de lava alcanzan espesores totales de 700 m y 250 m, respectivamente. El alargamiento al NE de la Sierra de Tantima se considera el resultado de la erupción a través de una fisura de dirección NE. Al sur de la sierra de Tantima, el campo volcánico de Álamo está formado por al menos 40 volcanes monogenéticos, de los cuales sólo se han preservado cuellos volcánicos o diques alimentadores que presentan alargamiento y alineamientos en dirección NE-SW y NNW-SSE. Las lavas en estos campos tienen composición de basanita, basalto alcalino, hawaiita y fonotefrita. Los magmas más alcalinos se encuentran en los volcanes monogenéticos de Álamo, donde las rocas contienen nefelina (ne) en la norma CIPW (2.6–11.4 %), mientras que en la sierra de Tantima y en los flujos de Tlanchinol se presentan tanto rocas normativas en nefelina (ne: 1.4–4.7 %) como en hiperstena (hy: 2.9–9.5 %). Todas estas rocas presentan la composición geoquímica característica de magmas de intraplaca (Orozco-Esquivel, 1995; Ferrari et al., 2005b).

En la parte sur del sector oriental, el área de Chiconquiaco–Palma Sola presenta una historia magmática más larga y compleja, durante la cual se han generado rocas calcialcalinas, transicionales, alcalinas sódicas y potásicas en un período que comprende del Mioceno medio al Reciente. En esta área, los flujos de lava fisurales de composición alcalina sódica suelen formar mesetas (plateaus) que en conjunto alcanzan 800 m de espesor y cubren una extensión de aprox. 1 700 km2. Aparentemente, el emplazamiento de las lavas fue controlado por un sistema de fallas del basamento de orientación ENE, que facilitaron el ascenso de los magmas primitivos (Ferrari et al., 2005b). El estilo de emplazamiento y la presencia de xenolitos de lherzolita de espinela y xenocristales de clinopiroxeno en algunos flujos indican que los magmas ascendieron rápidamente desde el manto hasta la superficie (Gómez-Tuena et al., 2003). Para las lavas del plateau se han reportado edades del Mioceno tardío al Plioceno tardío o Cuaternario (Cantagrel y Robin, 1979; López-Infanzón, 1991), pero análisis de rocas fechadas por el método K-Ar indican que el evento en el que predominan las rocas alcalinas sódicas se restringe a un rango de edad entre 6.9 y 3.2 Ma, lapso en el que se formó la mayor parte del plateau, y que en el Plioceno tardío (2.2-1.9 Ma) se emplazaron sobre ese plateau volúmenes menores de lavas alcalinas potásicas de la serie shoshonítica (Ferrari et al., 2005b).

Las lavas alcalinas sódicas son de composición basanítica a mugearítica, y contienen nefelina o hiperstena en la norma (Gómez-Tuena et al., 2003; Ferrari et al., 2005b). Aunque algunos autores reportaron que todas estas lavas tienen firmas geoquímicas de subducción (Negendank et al., 1985; López-Infanzón, 1991), estudios geoquímicos e isotópicos posteriores realizados por Gómez-Tuena et al. (2003) muestran que en el plateau aparecen interestratifi cadas lavas con enriquecimiento en Nb y Ta y valores bajos de LILE/HFSE, como los observados en magmas de tipo OIB, y lavas con relaciones moderadamente altas de LILE/HFSE y enriquecimiento en Pb y Sr que se relacionan con la contribución de los componentes de subducción. Estos autores indican que dichas variaciones no están relacionadas con procesos de contaminación cortical sino que son características derivadas de un manto enriquecido, modificado heterogéneamente por efectos de la subducción. De acuerdo con Gómez-Tuena et al. (2003), la composición de las rocas sin señales de subducción (tipo OIB) indica un origen por fusión parcial en porciones de manto enriquecido relativamente profundas, en el campo de estabilidad de las peridotitas de granate. Las rocas con firma de subducción muestran correlaciones en los diagramas 206Pb/204Pb vs. 207Pb/204Pb y 143Nd/144Nd vs. Th/Nd que indican un proceso de mezcla entre el manto enriquecido y un magma derivado de la fusión parcial de los sedimentos subducidos. Sin embargo, la presencia de bajos contenidos de elementos móviles en fluidos (Ba, Pb) en comparación con los observados en los sedimentos muestreados en el sitio DSDP 487, indica que los sedimentos sufrieron una notable deshidratación antes de fundirse e incorporarse hacia la cuña del manto. En este modelo la generación de magmas con características geoquímicas tan diferentes, en estrecha asociación espacial y temporal, requiere de un escenario tectónico complejo, en el que el manto funde por una combinación de procesos: (1) pequeñas porciones de la cuña del manto no modificado por subducción funden por descompresión generando magmas tipo OIB; (2) la inyección variable de fundidos de sedimentos subducidos previamente deshidratados promueve la fusión en la cuña del manto generando magmas con características de arco.

Figura 14. Mapa simplificado del sector oriental de la Faja Volcánica Transmexicana que muestra la relación espacial entre el volcanismo del Mioceno tardío-Plioceno temprano, constituido principalmente por rocas alcalinas sódicas, y el volcanismo del Plioceno tardío-Cuaternario. Se muestra también la ubicación de algunos campos volcánicos del sector oriental: campo volcánico de Apan (Apan), campo volcánico de Cerro Grande (CG), volcanes Popocatépetl (Popo), Iztaccíhuatl (Izta), Sierra Chichinautzin (Chich), Pico de Orizaba (Pico), Cofre de Perote (Cofre). Figura modificada de Ferrari et al. (2005b).

 

El vulcanismo del sector oriental es predominantemente calcialcalino durante el Cuaternario, aunque el vulcanismo alcalino sódico también está presente de manera aislada. Ferrari et al. (2005b) reportan la existencia de flujos masivos de lava máfica que fueron emitidos a través de fisuras en el frente de la Sierra Madre Oriental, al poniente de Poza Rica, Ver., y fluyeron por más de 90 km hacia la zona costera. Los autores reportan los primeros fechamientos isotópicos en estas rocas (K-Ar, matriz; 1.64±0.06 a 1.31±0.03 Ma). Las lavas son basaltos alcalinos y hawaiitas normativos en hy o cuarzo (qz), con patrones de elementos traza relativamente empobrecidos que no presentan señales claras de la subducción.

Las rocas cuaternarias en la porción sur del sector oriental, en la región de Palma Sola, son generalmente de carácter calcialcalino, aunque también existen algunas rocas alcalinas sódicas asociadas (Gómez-Tuena et al., 2003) con edades muy recientes (~870 años) (Siebert y Carrasco-Núñez, 2002). Las rocas cuaternarias más primitivas presentan señales de subducción muy pequeñas o inexistentes, mientras que las rocas más evolucionadas tienden a mostrar señales de subducción relativamente más pronunciadas y composiciones isotópicas de Sr, Nd y Pb mucho más enriquecidas1 que las observadas en las rocas intraplaca. Estas características han sido atribuidas a procesos de contaminación cortical con el basamento local, y no a contribuciones significativas de la placa oceánica subducida (Gómez-Tuena et al., 2003).

1 Los términos “empobrecido” y “enriquecido” que se utilizan a lo largo del texto se refieren, sobre todo, a la comparación entre reservorios o componentes cuya composición isotópica es conocida. De esta forma, un reservorio isotópicamente empobrecido, como el que da origen a los basaltos meso-oceánicos (MORB), está empobrecido en elementos incompatibles y por lo tanto tendrá valores bajos de 87Sr/86Sr, 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb y altos de 143Nd/144Nd. En contraste, la corteza superior está generalmente enriquecida en elementos incompatibles y por lo tanto tendrá valores altos de 87Sr/86Sr, 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb y bajos de 143Nd/144Nd.

En el sector occidental de la FVTM se identifican rocas moderadamente alcalinas con características geoquímicas de tipo intraplaca, similares a las observadas en las islas oceánicas. Sin embargo, y a diferencia de lo que ocurre en el sector oriental, el emplazamiento de estas rocas mantiene generalmente una estrecha asociación con sistemas de fallas extensionales activos (Demant, 1979; Luhr y Carmichael, 1985a; Ferrari et al., 2000b) (Figura 15). En contraste con lo observado en el sector oriental, el vulcanismo intraplaca del sector occidental inició más tardíamente, durante el Plioceno temprano. La edad más antigua que se ha reportado para rocas alcalinas de intraplaca en el sector occidental corresponde a un basalto de la región de Guadalajara fechado en 4.6 Ma (K-Ar) (Moore et al., 1994). El vulcanismo intraplaca ha continuado de manera intermitente en el área hasta épocas recientes. Los productos de actividad volcánica intraplaca constituyen ~5% del volumen total de rocas volcánicas emplazadas en el sector (Ferrari et al., 2001). Estas rocas coexisten espacial y temporalmente con rocas calcialcalinas y, en algunas localidades, con rocas alcalinas potásicas (Luhr et al., 1989b; Righter et al., 1995; Righter y Rosas-Elguera, 2001), aunque por lo general tienden a ser más abundantes hacia las porciones más alejadas de la trinchera.

Figura 15. Mapa del sector occidental de la Faja Volcánica Transmexicana que muestra las principales fallas extensionales y la distribución del volcanismo posterior a los 7 Ma. Las estructuras volcánicas principales son: volcán San Juan (SJ), volcán Las Navajas (LN), volcán Sangangüey (SA), volcán Tepeltitic (TE), volcán Ceboruco (CE), volcán Tequila (TEQ), caldera La Primavera (LP). Las principales estructuras tectónicas son: graben de Puerto Vallarta (PV), graben San Pedro-Ceboruco (SP), semigraben de Amatlán de Cañas (AC), graben Plan de Barrancas-Santa Rosa (PB-SR), semigraben de San Marcos (SM). Figura modificada de Ferrari et al. (2003b).

 

Las localidades de vulcanismo intraplaca que han sido descritas hasta la fecha en el sector occidental (Figura 15) se encuentran en la zona costera de Nayarit, al oeste de Tepic (Righter et al., 1995); en el graben de Tepic-Zacoalco, incluyendo al área del volcán Sangangüey (Nelson y Carmichael, 1984); en el graben San Pedro-Ceboruco (Ferrari et al., 2003b; Petrone et al., 2003), en el graben Plan de Barrancas-Santa Rosa y la región al noreste de Guadalajara (Moore et al., 1994); dentro del bloque Jalisco en el graben Amatlán de Cañas (graben de Atenguillo) (Righter y Carmichael, 1992; Ferrari y Rosas-Elguera, 2000); y finalmente en la región de Ayutla (Righter y Rosas-Elguera, 2001).

La actividad magmática de tipo intraplaca ha formado volcanes escudo, mesetas de lava y numerosos conos cineríticos. Los conos cineríticos se encuentran generalmente alineados dentro de los grábenes, con orientaciones que coinciden con las de estructuras tectónicas en el área. Ejemplo de esto es el alineamiento de cerca de 50 conos que siguen una orientación NW-SE a lo largo ~30 km cruzando el volcán Sangangüey (Nelson y Carmichael, 1984). En otras áreas, como Tepic y Ayutla, el patrón de distribución del vulcanismo es más difuso y no parece estar asociado con elementos tectónicos bien definidos (Righter et al., 1995; Righter y Rosas-Elguera, 2001).

En todas las localidades descritas se observan comportamientos muy similares de elementos mayores y traza. Las lavas han sido clasificadas como basaltos alcalinos, hawaiitas, mugearitas, benmoreitas y traquitas, que generalmente presentan nefelina o hiperstena en la norma, y muestran características típicas de magmas tipo OIB: altos contenidos de TiO2, Fe total y Nb, y ausencia de enriquecimiento en LILE y LREE con respecto a los HFSE (Nelson y Carmichael, 1984; Righter y Carmichael, 1992; Moore et al., 1994; Righter et al., 1995; Righter y Rosas-Elguera, 2001; Petrone et al., 2003). Por lo general las rocas no representan magmas primitivos, sino que generalmente se presentan productos más diferenciados, y es únicamente en la región de Ayutla, cercana al frente volcánico, en donde se han identificado magmas que aparentemente pueden ser considerados como primitivos (Righter y Rosas-Elguera, 2001). En el área de Sangangüey, Nelson y Livieres (1986) interpretaron la dispersión observada en los datos geoquímicos como el resultado del ascenso, desde el manto hasta la superficie, de pequeños lotes de magma independientes. Los pequeños lotes de magma en ascenso se diversificaron por procesos de cristalización fraccionada y asimilación de material cortical. Nelson y Carmichael (1984) también observaron que los conos cineríticos del área de Sangangüey que produjeron las rocas más diferenciadas tienden a ser relativamente más antiguos que los que emitieron basaltos alcalinos. Esta evidencia sugiere una diferencia notable en la velocidad de ascenso con el tiempo.

Aunque existe una estrecha relación espacial y temporal entre el emplazamiento de los magmas alcalinos y los subalcalinos, los trabajos publicados sobre este sector de la FVTM coinciden en afirmar que no existe una relación genética directa entre ambas series magmáticas. Esto quiere decir que ambos tipos de rocas deben proceder de magmas parentales distintos, generados en una cuña del manto composicionalmente heterogénea. En ese sentido, el manto debajo del sector occidental debe incluir porciones astenosféricas enriquecidas, que aparentemente no han sido modificadas por efectos de la subducción, y porciones metasomatizadas por los componentes derivados de la placa oceánica subducida. La existencia de un manto heterogéneo ha sido generalmente sustentada con varios argumentos geoquímicos, dado que es evidente la imposibilidad de generar las rocas calcialcalinas a partir de magmas alcalinos mediante procesos de cristalización fraccionada, mezcla de magmas o contaminación cortical (Nelson y Livieres, 1986; Verma y Nelson, 1989; Petrone et al., 2003). Así mismo, se ha reportado que el contenido de agua disuelta en los magmas antes de la erupción es significativamente menor en las rocas alcalinas (1.5%–1.8%) que en las rocas calcialcalinas (3%–5.8%), evidencia que sería consistente con un origen en una fuente del manto astenosférico (más seco) para las primeras (Righter et al., 1995). Los cálculos de la fugacidad de oxígeno respecto al buffer redox níquelóxido de níquel (ΔNNO) para rocas del sector occidental de Righter (2000), arrojan valores de -1 a +1 para las rocas alcalinas de tipo intraplaca, mientras que las rocas calcialcalinas tienen valores más altos (ΔNNO=1–3), consistente con un mayor grado de oxidación. Este autor sugiere una relación entre el grado de oxidación de la fuente y el tipo de magmas generados. Las rocas de tipo intraplaca proceden de material más reducido en la astenósfera, mientras que las rocas calcialcalinas proceden de un manto más oxidado.

La mayor parte de los estudios basados en las abundancias de elementos traza supone un manto enriquecido de tipo OIB, no afectado por componentes de subducción, como fuente de los magmas alcalinos sódicos. Los valores bajos en relación La/Yb y alto contenido de Yb, así como las relaciones de equilibrio en diagramas de fases indican un origen de los magmas en niveles del manto someros, en el campo de estabilidad de las peridotitas de espinela (Nelson y Livieres, 1986; Righter y Carmichael, 1992; Luhr, 1997a; Righter y Rosas-Elguera, 2001).

Desafortunadamente, los estudios isotópicos de rocas alcalinas sódicas del sector occidental siguen siendo escasos. En un estudio de las relaciones isotópicas de Sr y Nd del área de Sangangüey, Verma y Nelson (1989) reportan valores relativamente altos de 143Nd/144Nd (0.512843–0.512964), mientras que los valores de 87Sr/86Sr (0.703003–0.703980) son bajos y variables. Los autores interpretan que las rocas alcalinas sódicas de esta área se originaron en un manto tipo OIB y que las variaciones en las relaciones isotópicas se deben a un proceso de asimilación y cristalización fraccionada (AFC, Assimilation and Fractional Crystallization) que puede ser modelado asumiendo la composición de un “contaminante hipotético”. En un estudio geoquímico más detallado, que incluye relaciones isotópicas de Sr, Nd y Pb de rocas del área de San Pedro-Ceboruco, Petrone et al. (2003) encuentran valores de 143Nd/144Nd (0.512946– 0.512964) y 87Sr/86Sr (0.703195–0.703437) dentro del rango de los reportados por Verma y Nelson (1989), aunque con menores variaciones, así como valores relativamente altos de 206Pb/204Pb (18.9011–19.0338) cercanos a los valores del manto enriquecido del tipo EM (Enriched Mantle). Petrone et al. (2003) modelan la composición de las rocas alcalinas sódicas a partir de un manto enriquecido (del tipo EM) que ha sido modificado por una contribución pequeña (<0.5%) de componentes de subducción (fluidos y/o fundidos). La relevancia de estos resultados radica en que se identifica y cuantifica por primera vez la contribución, aunque pequeña, de componentes de subducción a los magmas alcalinos sódicos de este sector.

Finalmente, aunque diversos autores han propuesto que en la génesis de las rocas más evolucionadas pudieron haber participado procesos de contaminación cortical o de AFC (Verma y Nelson, 1989; Righter y Rosas-Elguera, 2001; Petrone et al., 2003), la identificación y cuantificación de la contribución de material cortical en los magmas se ve entorpecida por la falta de contraste isotópico entre los materiales provenientes del manto y la corteza continental que conforma el bloque Jalisco.

 

3.3. Rocas alcalinas potásicas

Aunque considerablemente menos abundantes que las típicas rocas calcialcalinas emplazadas a todo lo largo del arco, las rocas alcalinas potásicas de la FVTM han sido el objeto de numerosas investigaciones petrológicas y geoquímicas. Esto se debe no sólo a su inusual presencia con respecto a otros arcos magmáticos, sino también a su estrecha relación con el resto de las secuencias asociadas al arco, tanto en el tiempo como en el espacio.

Las rocas alcalino-potásicas son relativamente más abundantes en el denominado bloque Jalisco que en el resto de la FVTM, pero también es posible encontrar rocas con estas características químicas en volcanes monogenéticos o derrames fisurales del campo volcánico Michoacán Guanajuato (Luhr y Carmichael, 1985b; Hasenaka y Carmichael, 1987), y en el campo volcánico de Valle de Bravo-Zitácuaro (Blatter et al., 2001). También existen algunas rocas con estas características en las secuencias volcánicas del Plioceno tardío del área de Palma Sola que se encuentran comúnmente intercaladas con rocas alcalinassódicas (Negendank et al., 1985; López-Infanzón, 1991; Orozco-Esquivel, 1995; Gómez-Tuena et al., 2003).

La distribución geográfica de las rocas alcalinas potásicas del Plicoceno-Cuaternario marca claramente la existencia de un frente volcánico potásico en la porción occidental y central de la FVTM (Figura 10b), que aparentemente se diluye de forma gradual hacia el oriente del arco (si se excluyen las rocas potásicas pliocénicas de Palma Sola). En efecto, es notable que este tipo de rocas prácticamente desaparezcan al oriente del volcán Nevado de Toluca, y no deja de sorprender su ausencia en el campo volcánico de Chichinautzin, a pesar de la relativa abundancia de magmas máficos y a la presencia de un régimen tectónico distensivo en esta región del arco (Márquez et al., 1999c; Wallace y Carmichael, 1999). En ese sentido, y aunque los trabajos realizados en estas rocas han estado enfocados a tratar de investigar su origen primario en relación al régimen de subducción, hasta la fecha no existe una hipótesis que permita explicar su misteriosa ausencia en la porción oriental del arco.

El magmatismo potásico del bloque Jalisco (y de los campos volcánicos Michoacán-Guanajuato y Valle de Bravo Zitácuaro) ha sido en buena medida contemporáneo al magmatismo calcialcalino dominante, al menos desde el Plioceno. Las rocas alcalino-potásicas del bloque Jalisco han sido estudiadas con cierto detalle en varios campos volcánicos: San Sebastián (Lange y Carmichael, 1990; Lange y Carmichael, 1991), Los Volcanes (Wallace y Carmichael, 1989; Wallace y Carmichael, 1992), el graben de Atenguillo (Righter y Carmichael, 1992), los campos volcánicos de Ayutla y Tapalapa (Righter y Rosas-Elguera, 2001), y en el rift de Colima (Luhr y Carmichael, 1981; Luhr y Carmichael, 1982; Allan y Carmichael, 1984), aunque probablemente la mejor estudiada es la serie magmática de Mascota, Jalisco (Carmichael et al., 1996),.

Las rocas emplazadas en el campo de Mascota varían en composición desde absarokitas primitivas y minetas, a andesitas y espesartitas. En la serie magmática de Mascota, las rocas con el mayor contenido de K2O tienen también el Mg# más alto y por lo tanto es evidente que esta variación no puede ser el resultado de asimilación cortical y/o cristalización fraccionada, sino que debe reflejar las características geoquímicas de un manto enriquecido metasomáticamente por el proceso de subducción (Carmichael et al., 1996). La cercanía geográfica y la relativa contemporaneidad de las erupciones magmáticas con características alcalinopotásicas y calcialcalinas en Mascota, y en el resto de los campos volcánicos, sugiere claramente la existencia de una estrecha relación genética entre las distintas series magmáticas. Pero cómo ocurre esta relación y cuáles son los mecanismos que gobiernan las diferencias petrológicas, son preguntas que han estado sobre la mesa de discusión por largo tiempo.

El trabajo de Luhr (1997a) presenta tal vez la discusión más completa sobre el origen de las rocas alcalino-potásicas y su relación con el resto de las secuencias magmáticas emplazadas en la porción occidental de la FVTM. Luhr (1997a) fundamenta su discusión en el estudio de magmas primitivos, definiendo como tales a aquellos magmas con MgO>6%, Mg#>62 en donde el Fe2+=0.8*Fetotal. La composición química de las rocas alcalino-potásica del bloque Jalisco se caracteriza por tener altos contenidos de metales alcalinos, especialmente por valores muy altos de K2O (K2O/Na2O>0.5), pero también por presentar muy altas concentraciones de elementos LILE y de Tierras Raras (REE), así como valores muy altos en las relaciones LILE/HFSE, características geoquímicas que apuntan hacia un origen de subducción. Dadas las altas concentraciones de álcalis, no es de sorprender que la gran mayoría de las rocas alcalinopotásicas presenten nefelina, e incluso leucita, en la norma CIPW. En el diagrama de álcalis totales contra sílice (TAS), las rocas alcalino-potásicas se clasifican principalmente como traquibasaltos y traquiandesitas, y algunas muestras alcanzan incluso el campo de las fonotefritas. En el diagrama clásico de SiO2 contra K2O (Le Maitre, 1989), las rocas potásicas del bloque Jalisco pertenecerían de hecho a la serie shoshonítica, pero Carmichael et al. (1996) y Luhr (1997a) han enfatizado que las rocas potásicas del bloque Jalisco deben clasificarse como lamprófidos, en concordancia con los ensambles mineralógicos observados en las láminas delgadas. En efecto, la distinción entre shoshonitas y lamprófidos debe hacerse en términos petrográficos y no geoquímicos: las shoshonitas presentan fenocristales de olivino, clinopiroxeno y plagioclasa, mientras que los lamprófidos tienen fenocristales de anfíbol y/o flogopita pero carecen de feldespato. La presencia de mineralogías hidratadas, junto con la ausencia de plagioclasa, es un claro reflejo de los altos contenidos de agua en los magmas, cuyo efecto principal es disminuir la actividad de la sílice en el fundido (Sekine et al., 1979). Por otra parte, es común que los lamprófidos muestren valores altos y variables en la fugacidad de oxígeno cuando se les compara con las otras series magmáticas presentes en el arco.

En términos isotópicos de Sr-Nd-Pb los lamprófidos tienen composiciones muy similares a la observada en las rocas calcialcalinas del bloque Jalisco, sugiriendo que la fuente primigenia que da origen a ambas series magmáticas debe ser similar. Sin embargo, observando la distribución de los datos isotópicos de Pb, Luhr (1997a) sugiere la participación de un componente mantélico enriquecido, similar al observado en montes submarinos del Pacífico (en los llamados Shimada Seamounts), para explicar la presencia de valores muy radiogénicos de Pb en todas las rocas del bloque Jalisco.

La gran mayoría de los investigadores que han estudiado las rocas potásicas del bloque Jalisco coinciden en afirmar que su origen debe estar relacionado con la fusión parcial de vetas ricas en flogopita, anfíbol, piroxeno y apatita (Carmichael et al., 1996; Luhr, 1997a). Estas vetas estarían distribuidas de manera heterogénea dentro del manto peridotítico, y se ha pensado que el origen de los magmas alcalinos potásicos podría estar asociado a la fusión preferencial de estas vetas a muy bajos grados de fusión parcial. Así mismo, un mayor grado de fusión permitiría la incorporación de mineralogías peridotíticas dentro del fundido.

Aunque la hipótesis de las vetas ricas en flogopita es una de las más favorecidas para explicar el origen de los magmas potásicos en distintos lugares del orbe (Foley, 1992), hasta la fecha no existe un consenso generalizado para explicar cómo y en qué momento ocurrió el metasomatismo potásico que generó las supuestas vetas en el manto mexicano. Algunos autores se han inclinado a pensar que estas vetas ricas en flogopita son de hecho una característica heredada de eventos previos de metasomatismo por subducción, dada la larga historia de convergencia de las placas pacíficas a lo largo del occidente mexicano, especialmente durante el emplazamiento de la Sierra Madre Occidental en el Eoceno-Oligoceno (Lange y Carmichael, 1991; Hochstaedter et al., 1996; Righter y Rosas-Elguera, 2001). Este manto metasomatizado previamente podría fundirse con facilidad al verse involucrado en el régimen tectónico de subducción y extensión actuales del bloque Jalisco. De hecho, este modelo podría explicar en cierta medida la razón por la cual el magmatismo potásico se diluye hacia la porción oriental del arco mexicano, pues la influencia de la Sierra Madre Occidental se limita a las longitudes de la cuenca de México (Righter y Rosas- Elguera, 2001). Sin embargo, y aunque esta hipótesis podría parecer tectónicamente atractiva, no es capaz de explicar la razón por la cual las rocas alcalino-potásicas y las rocas calcialcalinas del arco tienen prácticamente la misma composición isotópica de Sr. Esta peculiaridad composicional está lejos de ser un fenómeno trivial pues la flogopita, el mineral que aparentemente es el responsable de formar los magmas alcalino-potásicos, acepta con facilidad al Rb (DRb>1) pero no incorpora grandes cantidades de Sr (DSr<1) (Schmidt et al., 1999). Por lo tanto, si el metasomatismo modal es un fenómeno que ocurrió hace varios millones de años, parecería inevitable que las vetas ricas en flogopita desarrollaran composiciones isotópicas de 87Sr/86Sr muy enriquecidas en un tiempo relativamente corto, debido a que la relación Rb/Sr de la flogopita es mayor que la del manto peridotítico que las engloba.

En contraposición con el modelo del manto con vetas heredadas, Carmichael et al. (1996) y Luhr (1997b) proponen que la formación de estas vetas ricas en flogopita podría ser una consecuencia del régimen de subducción actual y estar asociadas con la desestabilización del anfíbol en la placa oceánica que se subduce a ~80 km de profundidad, la consecuente liberación de fluidos o fundidos, y su reacción con las peridotitas del manto. Una vez formadas, las vetas y el manto que las engloba se verían arrastradas por acoplamiento viscoso con la placa que se hunde hacia posiciones más profundas. Al alcanzar una profundidad de ~100 km, las vetas ricas en flogopita comenzarán a fundir creando los magmas lamprofídicos ricos en K que ascienden hacia la superficie. Luhr (1997a) sugiere que los magmas lamprofídicos deberían ser de hecho considerados como la “esencia” geoquímica del magmatismo de subducción, a pesar de que raras veces logran ascender hasta la superficie. En la mayoría de los casos estos magmas poco voluminosos se enfrían y pierden agua durante su ascenso, y por lo tanto se emplazan como diques en el manto superior o en la corteza. Luhr (1997a) propone que es solamente gracias al intrincado ambiente tectónico prevaleciente en el bloque Jalisco, en donde existe un régimen de rifting sobrepuesto al sistema de subducción, que es posible el emplazamiento de este tipo de magmas en la superficie.

Las rocas alcalino-potásicas también han sido objeto de varias investigaciones de petrología experimental, sobre todo enfocadas a definir las condiciones termodinámicas de equilibrio de las fases mineralógicas observadas (Righter y Carmichael, 1996; Moore y Carmichael, 1998). Estos estudios han demostrado que la diversidad mineralógica y la cristalinidad dependen de muchas variables que pueden ser reproducidas experimentalmente: presión, temperatura, composición, fugacidad de oxígeno y, sobre todo, del contenido de agua. Más recientemente, el estudio experimental de Hesse y Grove (2003) intentó reproducir las condiciones de equilibrio de las absarokitas del bloque Jalisco. Estos investigadores utilizan la composición química de una roca absarokítica primitiva de la región de Mascota que debió haberse equilibrado con olivino mantélico al momento de su segregación del manto (Fo90). Los resultados de estos experimentos señalan que al menos esta absarokita fue segregada a partir de un manto lherzolítico empobrecido, o incluso harzburgítico, localizado a una presión de 1.6 a 1.7 GPa (48–51 km de profundidad) y con una temperatura de 1 400 a 1 300 °C, en donde las variaciones en P y T dependen del contenido original de agua en el magma original (1.7% a 5.1%). Es notable, sin embargo, que los resultados de estos experimentos no predicen la existencia de mineralogías no peridotíticas en el manto a la P y T de último equilibrio, sugiriendo en todo caso que las supuestas vetas ricas en flogopita y anfíbol deben estar localizadas en zonas más profundas. En ese sentido, Hesse y Grove (2003) proponen un modelo para explicar la petrogénesis de las rocas potásicas del bloque Jalisco que involucra la inyección de fluidos desde la placa oceánica hacia la cuña del manto y la formación de minerales hidratados que son arrastrados hacia zonas más profundas por efecto de la convección inducida por la placa subducida. Los minerales hidratados se vuelven inestables en zonas más profundas, y por lo tanto se descomponen liberando fluidos que migran hacia el interior de la cuña del manto, promoviendo su fusión parcial y generando un magma rico en K2O. Una vez formado, este magma asciende y se reequilibra continuamente con el manto astenosférico al disolver minerales peridotíticos. La última fase de reequilibrio con el manto registrada en los experimentos ocurre a ~50 km de profundidad y, aparentemente, el magma no vuelve a sufrir ninguna modificación adicional durante el resto de su camino hacia la superficie.

 

3.4. Rocas calcialcalinas

Las rocas con afinidad calcialcalina se encuentran ampliamente distribuidas a todo lo largo y ancho del arco mexicano, y se han emplazado durante todos sus periodos de actividad (Figura 10c). Rocas de este tipo han sido extravasadas a partir de una gran diversidad de estructuras volcánicas: conos cineríticos, volcanes escudo, domos, estratovolcanes, maares, calderas, y también a través de fisuras y derrames de lava que no parecen estar asociados a una estructura volcánica central. Sin embargo, y aunque las composiciones de las rocas derivadas de las distintas estructuras volcánicas son a grandes rasgos similares, las rocas basálticas más primitivas están siempre asociadas a conos cineríticos monogenéticos y derrames fisurales, mientras que los estratovolcanes y las estructuras caldéricas presentan rocas mucho más evolucionadas.

En este trabajo hemos dividido a las rocas calcialcalinas en dos grandes grupos representativos: campos monogenéticos y estratovolcanes. Ésta es una división arbitraria que responde a efectos de claridad y conveniencia, y trata de dar un seguimiento concreto a los estudios petrológicos y geoquímicos del arco que tradicionalmente han estado enfocados al estudio de campos volcánicos específicos. Dentro de los campos monogenéticos, nos abocaremos a revisar las características de los campos volcánicos de Michoacán- Guanajuato (CVMG) y de Chichinautzin (CVC) porque son los que han recibido mayor atención en las investigaciones y porque, en su conjunto, engloban prácticamente toda la diversidad petrológica del arco.

Sorprendentemente los grandes estratovolcanes mexicanos han recibido una menor atención en las investigaciones petrológicas y geoquímicas recientes. Valiosas excepciones serían los volcanes de Colima, Popocatépetl e Iztaccíhuatl, pero desafortunadamente aún son escasas las publicaciones recientes sobre la petrología y geoquímica de la Malinche, Pico de Orizaba y Tancítaro. Esta falta de información está siendo gradualmente revertida gracias a que en la actualidad existen varios grupos de investigadores dedicados a su estudio.

 

3.4.1. Campos volcánicos monogenéticos

El campo volcánico Michoacán-Guanajuato (CVMG). Este campo volcánico está constituido por más de 1 000 centros eruptivos de edad cuaternaria distribuidos en una superficie de 40 000 km2, y por lo tanto es una de las zonas con mayor concentración de volcanes monogenéticos del planeta. A diferencia de lo que ocurre en los grandes estratovolcanes del arco mexicano, la vida media de los centros eruptivos del CVMG es relativamente corta (<15 años) y raras veces logran reactivarse después de finalizar su actividad eruptiva. Estas características indican que la tasa de abastecimiento de magma es tan baja que no permite la formación de cámaras magmáticas someras de larga duración (Hasenaka y Carmichael, 1985). Por este motivo, los procesos de diferenciación y mezcla a gran escala que han sido documentados ampliamente en los estratovolcanes mexicanos se ven relativamente atenuados en los sistemas magmáticos monogenéticos.

Los primeros estudios petrológicos del CVMG estuvieron sobre todo enfocados a la caracterización y evolución del volcán más famoso del campo: El volcán Paricutín (1943-1952) (Wilcox, 1954; Eggler, 1972). El nacimiento de este volcán en una zona pintoresca y de fácil acceso atrajo la atención de un gran número de investigadores de todo el mundo que, en poco tiempo, convirtieron al Paricutín en uno de los volcanes mejor estudiados del planeta, y el objeto de estudio de un buen número de trabajos petrológicos clásicos. Gracias a que el registro eruptivo del Paricutín estuvo extraordinariamente bien registrado desde su nacimiento (Foshag y González, 1954), Wilcox (1954) pudo establecer una evolución composicional sistemática de los productos volcánicos. En este trabajo se reconoció que las primeras etapas eruptivas del Paricutín tienen una composición basáltico-andesítica con fenocristales de olivino (55% SiO2), mientras que las fases culminantes son andesitas de hiperstena (60% SiO2). Esta tendencia de diferenciación fue sorpresiva para los investigadores de aquellos años pues contrastaba con la observada en otros volcanes (i. e., Arenal, Kilauea), y era también muy distinta al modelo clásico de evolución de una cámara magmática zonificada a baja presión. Haciendo alusión a las observaciones e hipótesis de Bowen (1928), Wilcox (1954) reconoce que la evolución petrológica del Paricutín no estuvo controlada únicamente por un proceso simple de cristalización fraccionada, sino que era necesario asumir la asimilación de un componente adicional proveniente del basamento cortical local. Más tarde Reid (1983) y McBirney et al. (1987), echando mano de estudios más modernos que incluían las variaciones en la composición isotópica, encuentran evidencias más concretas de ese proceso de asimilación que acompaña a la cristalización. Estos trabajos documentaron lo que hoy en día es mundialmente conocido como un ejemplo clásico del proceso de asimilación y cristalización fraccionada que fuera enunciado matemáticamente por DePaolo (1981).

El estudio más completo realizado hasta la fecha en el CVMG es el trabajo doctoral de Toshiaki Hasenaka de la Universidad de Berkeley, EUA, (Hasenaka, 1986) y las publicaciones formales que de él se derivaron (Hasenaka y Carmichael, 1985; Hasenaka y Carmichael, 1987; Hasenaka, 1994). Hasenaka compiló un inventario de prácticamente todos los centros eruptivos del CVMG y realizó un análisis exhaustivo de la morfología, edad relativa, petrografía y composición química de más de 200 muestras de roca. Gracias a la gran densidad de muestras analizadas, Hasenaka y Carmichael (1987) encuentran tres asociaciones petrológicas principales en el CVMG: rocas calcialcalinas con características típicas de arco magmático, rocas alcalinas ricas en K2O con concentraciones altas de MgO, y rocas alcalinas ricas en TiO2 con concentraciones bajas de MgO (Figura 16). Un importante número de rocas del CVMG también pueden ser clasificadas como transicionales, debido a que se ubican en un campo intermedio entre rocas netamente alcalinas y calcialcalinas. Hasenaka nota que las diferencias composicionales de las distintas series magmáticas no pueden ser el resultado de una línea de evolución común a partir de un mismo líquido primitivo, sino que deben representar la conjunción de procesos petrogenéticos distintos y mucho más complejos. No obstante, el autor encuentra una cierta sistemática espacial y temporal para las distintas series magmáticas. Hasenaka observa que prácticamente todos los centros eruptivos con edades menores que 40 000 años se encuentran localizados en la porción sur del campo volcánico (entre 200 y 300 km desde la trinchera), son calcialcalinos, y muestran un ligero enriquecimiento en sílice con respecto a los conos más antiguos. En cambio, los volcanes con afinidades alcalinas son morfológicamente más antiguos, aunque su edad específica y su rango de actividad no han sido todavía determinados con precisión. Es notable también que los conos alcalinos de bajo MgO y alto TiO2 se encuentren emplazados en la porción norte del campo (entre 350 y 400 km desde la trinchera), mientras que muchos de los volcanes alcalinos con alto MgO y K2O se encuentran próximos a la trinchera (entre 200 y 270 km desde la trinchera). En ese sentido, los conos del CVMG despliegan una tendencia a disminuir el contenido de MgO (y de elementos compatibles como Ni, Cr) e incrementar en TiO2 conforme se alejan de la trinchera (Figura 16). Estas características, junto con las inferencias de estabilidad mineralógica de las fases observadas, indican que los magmas en el sur tienden a emplazarse en la superficie de una forma mucho más rápida y eficiente, sufriendo por consiguiente un menor grado de diferenciación a presiones mayores, que los magmas emplazados en el norte que parecen estacionarse por un periodo de tiempo mayor a niveles corticales mucho más someros. Curiosamente, y en contraposición a lo que se observa en un gran número de arcos magmáticos, en el CVMG no parece existir una sistemática composicional clara entre la concentración de elementos incompatibles y la distancia desde la trinchera. Por ejemplo, mientras que en muchos arcos se observa un incremento en el contenido de K2O (y de elementos incompatibles) conforme se incrementa la distancia desde la trinchera (i. e., profundidad de la placa subducida) (Dickinson y Hatherton, 1967), en el CVMG esta relación no es evidente y sólo llega a observarse si se excluyen las rocas alcalinas de alto MgO, cuyos contenidos de K2O son muy altos, y se encuentran ubicadas hacia el frente volcánico (Figura 16). En otras palabras, el CVMG, y en general el arco mexicano, rompe una vez más con los paradigmas del magmatismo de arco establecidos en otros márgenes convergentes del orbe.

Figura 16. Las variaciones composicionales observadas en el campo volcánico Michoacán-Guanajuato permite la identificación de tres grandes grupos de rocas: calcialcalinas, alcalinas ricas en Ti y alcalinas ricas en K (Hasenaka, 1986; Hasenaka y Carmichael, 1987). Nótese la inexistencia de un incremento gradual en la concentración de K2O conforme se incrementa la distancia desde la trinchera (latitud). Sin embargo, las rocas ricas en Ti se encuentran ubicadas invariablemente en las porciones más alejadas de la trinchera.

 

La evolución petrológica del volcán Jorullo, el otro cono monogenético con actividad histórica del CVMG, también ha recibido cierta atención en las investigaciones geoquímicas y petrológicas. El trabajo de Luhr y Carmichael (1985b), y más recientemente el trabajo experimental de Barclay y Carmichael (2004), documentan y discuten las variaciones composicionales de este volcán y de un pequeño cono ligeramente más antiguo, localizado inmediatamente al sur del Jorullo, que se conoce con el nombre de Cerro La Pilita. De forma semejante a lo que se observó en el Parícutin, las lavas del Jorullo se volvieron paulatinamente más silícicas con el tiempo, evolucionando desde basaltos (52% SiO2) hasta andesitas basálticas (55% SiO2). Pero a diferencia del Parícutin, la evolución petrológica del Jorullo no puede ser explicada con un mecanismo simple de cristalización fraccionada, con o sin contaminación cortical, a pesar de que algunas de las lavas contengan abundantes enclaves graníticos del basamento local. En efecto, Luhr y Carmichael (1985b) notan que no obstante las variaciones observadas en los elementos mayores podrían ser explicadas mediante un proceso de cristalización de olivino, augita, plagioclasa y un poco de espinela, a presiones del manto superior o la corteza continental inferior, las concentraciones de elementos traza más incompatibles, y las Tierras Raras pesadas, están anómalamente enriquecidas y empobrecidas, respectivamente, en las lavas más evolucionadas. Los autores reconocen que debió ocurrir otro proceso petrológico que actuó de forma conjunta con la cristalización fraccionada, pero desafortunadamente no les fue posible resolver su origen.

La composición del Cerro La Pilita, emplazado a escasos tres kilómetros de distancia del Jorullo, es diametralmente diferente. La Pilita extravasó traquibasaltos primitivos con fenocristales de hornblenda, apatita, olivino, espinela y augita, presentando además nefelina normativa y muy altos contenidos de K2O, P2O5, Ba y Sr (Luhr y Carmichael, 1985b). Los autores muestran que los magmas del Jorullo y del Cerro la Pilita no están relacionados entre sí a un proceso de diferenciación simple, con o sin contaminación cortical, sino que deben representar dos procesos petrogenéticos distintos que, aparentemente, actúan de forma casi simultánea en el frente magmático del arco. En ese sentido, el trabajo de Barclay y Carmichael (2004) documenta que la asociación mineralógica de las lavas del Cerro La Pilita puede ser reproducida experimentalmente si el magma cristalizó entre 1 040 °C y 970 °C con un contenido de agua variable entre 2.5 y 4.5% a 50–150 MPa. Los experimentos realizados a distintas presiones y temperaturas demuestran que la cristalización de hornblenda a partir de magmas basálticos produce un aumento en la cristalinidad del magma de hasta el 40% en volumen, lo que produce un incremento considerable en su viscosidad y, por lo tanto, una disminución en su capacidad de ascender hacia la superficie. Utilizando estas evidencias, los autores razonan que la relativa escasez de magmas basálticos con hornblenda en arcos magmáticos se debe a que generalmente éstos se quedan atrapados en la interfaz manto-corteza.

Recientemente, Verma y Hasenaka (2004) reportaron datos isotópicos de Sr, Nd y Pb, y de elementos mayores y traza, en una selección de muestras del CVMG que en buena medida cubren el espectro petrológico descrito previamente por Hasenaka (1986). Utilizando estos datos, los autores también desestiman un mecanismo petrogenético simple de diferenciación para explicar la diversidad petrológica del CVMG, y tampoco consideran viable que esta diversidad esté controlada por los efectos químicos de la placa que se subduce. En cambio, y siguiendo la hipótesis planteada por Sheth et al. (2000), los autores proponen que el manto debajo del CVMG debe ser composicionalmente heterogéneo, y que probablemente estas heterogeneidades se distribuyan en forma de vetas enriquecidas cuyo origen podría ser metasomático. Para estos investigadores, el origen primario de estas vetas tampoco estaría relacionado con el proceso de subducción actual, sino con un complejo proceso metasomático debajo de una supuesta sutura cortical en la proto-FVTM. En ese sentido, los autores retoman la hipótesis planteada por von Humboldt (1808) en donde se asume que la FVTM estaría controlada por una fractura cortical de primer orden.

Diferenciar los efectos químicos de la subducción de aquellos derivados de la corteza continental ha sido una tarea difícil de lograr utilizando los datos geoquímicos tradicionales. No obstante, en los últimos años se han desarrollado y aplicado algunas técnicas isotópicas que hasta hace poco tiempo permanecían solamente en el ámbito teórico, pues simplemente no existían los instrumentos capaces de determinarlas de manera precisa y rutinaria. Tal es el caso del sistema isotópico de Re-Os y su aplicación en estudios petrogenéticos de rocas de arco. El Re es un elemento relativamente incompatible durante los procesos de fusión parcial del manto, mientras que el Os se comporta como un elemento altamente compatible. Por lo tanto la corteza continental tendrá relaciones de Re/Os mucho mayores que las del manto, y evolucionará hacia composiciones isotópicas extremadamente radiogénicas en la relación 187Os/188Os (Shirey y Walker, 1998). Estas características hacen que la composición isotópica de Os observada en las rocas volcánicas sea un trazador extraordinario para observar las contribuciones del manto y la corteza continental en la petrogénesis ígnea.

Las rocas del CVMG han sido el objeto de unos de los pocos estudios que existen en el mundo sobre la isotopía de Os en arcos magmáticos (Lassiter y Luhr, 2001; Chesley et al., 2002). Estos estudios han confirmado la participación de la corteza continental en la composición isotópica de Os de algunas rocas del CVMG, pero también han demostrado que una buena parte de las rocas que muestran señales de subducción evidentes (i. e., valores altos en las relaciones LILE/HFSE) tienen valores isotópicos de Os bajos y semejantes a los del manto. Estas observaciones tienen implicaciones importantes para nuestra forma de entender el magmatismo en el arco mexicano, poniendo en evidencia que no todos los magmas del arco están contaminados con la corteza continental y, por ende, que la señal de subducción que se observa en ellos debe ser en gran medida heredada de su fuente mantélica.

 

El campo volcánico de Chichinautzin (CVC). Este campo volcánico ocupa una superficie aproximada de 2 500 km2 y está ubicado en la porción central de la FVTM, formando una sierra alongada de dirección E-W que se extiende entre los flancos de los volcanes Popocatépetl y Nevado Toluca (Lámina 1). Aunque menos extenso que el CVMG, el CVC tiene una de las mayores concentraciones de vulcanismo monogenético de la FVTM, incluyendo al menos a 220 conos cineríticos y volcanes escudo (Bloomfield, 1975; Martín-Del Pozzo, 1982). Varios estudios paleomagnéticos, junto con los fechamientos isotópicos disponibles hasta el momento, han demostrado que la mayor parte del vulcanismo del CVC tiene edades menores que ~0.78 Ma (Bloomfield, 1973; Mooser et al., 1974; Herrero y Pal, 1978; Siebe et al., 2004a). Aunque no existen reportes de erupciones históricas en el área, es notable que las lavas del volcán Xitle cubrieron y destruyeron el asentamiento prehispánico de Cuicuilco, ubicado al sur de la Ciudad de México, en una erupción ocurrida hace 2 000 o 1 670 años (Siebe, 2000 y referencias incluidas). En ese sentido, el estudio detallado del CVC adquiere una relevancia adicional, pues su eventual actividad puede afectar directamente a una de las regiones más pobladas del país y del mundo: la Ciudad de México.

Un gran número de autores han reportado análisis petrográficos y geoquímicos en las rocas del CVC, y el área también ha recibido una atención especial en los estudios de tectónica y de vulcanología física [ver Velasco-Tapia y Verma (2001) para una revisión más extensa]. Sin embargo, y a pesar del abultado número de publicaciones, las discusiones sobre el origen del CVC siguen teniendo aún serias discrepancias.

Según el estudio de Wallace y Carmichael (1999), la mayor parte de las rocas del CVC son de composición andesítica y dacítica de afinidad calcialcalina con características típicas de magmatismo de arco. Sin embargo, es particularmente notable que las erupciones netamente basálticas tengan afinidades alcalinas (Figura 17). Los basaltos alcalinos no son particularmente abundantes en el área, pero sí representan unos de los magmas más primitivos del arco, y su sola presencia ha sido motivo de múltiples discusiones entre la comunidad científica. Wallace y Carmichael (1999) también notan que las rocas menos diferenciadas (alcalinas y calcialcalinas) se localizan hacia el centro del campo volcánico, formando una franja que sigue una dirección aproximada N-S a lo largo de la latitud 99.2° W. En cambio, las rocas emplazadas hacia los flancos de los estratovolcanes tienden hacia composiciones más diferenciadas y tienden a ser químicamente muy similares a ellos.

La mineralogía de las rocas más primitivas del CVC está generalmente compuesta por olivino y plagioclasa, mientras que el piroxeno y la hornblenda aparecen en las rocas más diferenciadas. Un gran número de muestras contienen también xenocristales y xenolitos de cuarzo y plagioclasa sódica que se encuentran en claro desequilibrio químico con el magma que los engloba. Wallace y Carmichael (1999) asumen que las rocas calcialcalinas menos diferenciadas del CVC podrían representar líquidos casi primitivos que, al ser comparadas con otros magmas basálticos estudiados en el arco, podrían derivarse de muy bajos grados de fusión parcial (3.3%–7.7%) de una fuente mantélica empobrecida en elementos incompatibles que ha sido enriquecida en agua y en elementos móviles en fluidos por influencia de la placa subducida. En cambio, los magmas basálticos alcalinos deben provenir de una fuente mantélica mucho más heterogénea, aunque enriquecida y similar a la que da origen al magmatismo intraplaca del Basin and Range mexicano (Luhr et al., 1989a; Pier et al., 1992; Luhr, 1997a), que se funde en condiciones prácticamente anhidras, y que ha sido transferida hacia el frente del arco por la convección inducida del manto dentro del régimen tectónico convergente. Las diferencias en el grado de hidratación del manto genera magmas con distintas concentraciones de agua y relaciones LILE/HFSE y confirman la complejidad del proceso petrogenético del CVC (Cervantes y Wallace, 2003a; Cervantes y Wallace, 2003b).

Figura 17. Variaciones composicionales de las rocas del campo volcánico de Chichinautzin (Wallace y Carmichael, 1999). Nótese que las rocas netamente basálticas tienen afinidades alcalinas, altas concentraciones de Nb y señales de subducción muy bajas (i. e., Ba/Nb). La línea divisoria entre los campos alcalinos y subalcalinos es de McDonald y Katsura (1964).

 

Los trabajos de Verma (1999, 2000a) ponen en entredicho las conclusiones de Wallace y Carmichael (1999) al reconocer que las rocas más primitivas del CVC, con afinidades alcalinas, carecen de las características geoquímicas típicas asociadas a un proceso de subducción, y en cambio tienen una mayor semejanza con rocas asociadas a islas oceánicas. Verma nota que las rocas calcialcalinas más diferenciadas presentan concentraciones menores de elementos incompatibles (HFSE y HREE) que las rocas alcalinas más primitivas (Figura 17), y argumenta la dificultad que existe para explicar esta tendencia con un simple proceso de cristalización fraccionada o contaminación cortical. Las rocas primitivas y diferenciadas tienen composiciones isotópicas de Nd y Pb muy parecidas, y sólo las rocas más evolucionadas presentan valores más radiogénicos de Sr (Figura 18). Verma señala que el arreglo isotópico de los datos no puede ser relacionado con contribuciones de la placa oceánica, debido a que se aleja considerablemente de un modelo de mezcla entre los componentes basálticos y sedimentarios de la placa subducida. En cambio, el autor propone que las rocas más diferenciadas tienen su origen en la fusión parcial de la corteza continental inferior, y que los magmas de composición intermedia serían el producto de una mezcla simple entre los magmas basálticos y los evolucionados.

Las observaciones y argumentos geoquímicos de Verma (1999, 2000a) fueron retomados por Márquez et al. (1999a) quienes propusieron que el origen primario de los magmas primitivos de tipo OIB podría estar asociado a una pluma del manto actuando en un complejo esquema de extensión y rifting que se propagó paulatinamente hacia el oriente de México desde el Mioceno tardío. Siguiendo la misma línea de pensamiento, Sheth et al. (2000) modifica el modelo de pluma y argumenta en cambio la presencia de un sistema de rifting y la formación de magmas primitivos por descompresión adiabática sin influencia alguna de los efectos químicos de la subducción.

Construyendo sobre la hipótesis de pluma-riften el CVC, Márquez y De Ignacio (2002) reportan un análisis más completo de la mineralogía y geoquímica de las rocas de Chichinautzin y, al igual que Wallace y Carmichael (1999), reconocen la presencia de dos tipos de fuentes mantélicas para las rocas máficas: un manto esencialmente anhidro y geoquímicamente enriquecido que daría origen a las rocas de tipo OIB o intraplaca, y un manto hidratado y metasomatizado que daría origen a las rocas calcialcalinas máficas con señales geoquímicas de subducción. La intrusión de estos magmas máficos en la corteza inferior induciría su fusión parcial en condiciones distintas de fugacidad de oxígeno, generando magmas diferenciados con distintas composiciones. En ese sentido, el espectro de composiciones encontrado en las rocas del CVC representaría mezclas entre esta gran variedad de magmas mantélicos y corticales. A diferencia de Wallace y Carmichael (1999), Márquez y De Ignacio (2002) no encuentran evidencias suficientes para asegurar que el manto hidratado debajo del CVC esté relacionado con el proceso de subducción actual, sino que consideran también probable que el metasomatismo del manto litosférico haya estado inducido por el efecto de una pluma “desenraizada”.

Figura 18. Composición isotópica de Sr y Nd de las rocas del campo volcánico de Chichinautzin y de la corteza oceánica muestreada en el sitio DSDP 487 (Verma, 1999; Verma, 2000a). Nótese que un modelo de mezcla entre los dos componentes de la loza oceánica (MORB alterado y sedimentos) no es capaz de reproducir los datos de Chichinautzin. Esta característica ha sido tomada por Verma como una evidencia para desestimar la participación de la placa oceánica en la petrogénesis de Chichinautzin (y de otras zonas del arco). Se incluye también el campo de variación isotópica de las rocas del arco Centroamericano (Feigenson y Carr, 1986; Feigenson et al., 2004).

 

Recientemente, Siebe et al. (2004b) realizaron una caracterización geoquímica y petrográfica detallada de tres centros volcánicos del CVC (Pelado, Guespalapa y Chichinautzin), documentando nuevamente la heterogeneidad geoquímica e isotópica de las rocas máficas del campo volcánico como un reflejo de la diversidad composicional del manto debajo del arco. Así mismo, y utilizando una variedad de argumentos tectónicos, termodinámicos y petrológicos, los autores refutan el modelo de pluma del manto o de rift continental para explicar la heterogeneidad de composiciones, y en cambio brindan soporte al modelo postulado por Wallace y Carmichael (1999). De forma parecida a lo que ocurre en los volcanes Parícutin y Jorullo del CVMG, las rocas de estos centros volcánicos se vuelven gradualmente más silícicas con el tiempo, y también muestran la muy documentada tendencia a disminuir las concentraciones de HFSE y HREE conforme el contenido de SiO2 se incrementa. Sin embargo, y a diferencia de otros autores, Siebe et al. (2004a) consideran que estas tendencias podrían estar controladas por un proceso de cristalización fraccionada de minerales accesorios, como la apatita, el zircón, la hornblenda y otros minerales titaníferos (Ti-magnetita, ilmenita férrica, esfena). En este modelo, la cristalización de estas fases mineralógicas probablemente actuaría de forma polibárica y en conjunción con un proceso de asimilación cortical, y su efecto se vería reflejado en la composición de los magmas más diferenciados.

En resumen, aunque todos los autores coinciden en afirmar que las rocas máficas del CVC muestran una heterogeneidad composicional extrema que debe relacionarse con variaciones significativas en la composición de la fuente mantélica, existen también serias discrepancias con respecto al origen primario de estas heterogeneidades: plumas del manto, migración de un manto enriquecido del trasarco por efecto de la convección inducida por el régimen convergente, metasomatismo inducido por la subducción o de un manto litosférico metasomatizado previamente. Por otra parte, el origen de las rocas diferenciadas tampoco parece encontrar consenso pues aunque todos los autores coinciden en afirmar que un proceso simple de cristalización fraccionada de las fases mineralógicas mayores no es capaz de explicar las tendencias geoquímicas, también es cierto que los modelos de fusión cortical, contaminación y/o cristalización fraccionada han sido difíciles de demostrar con argumentos térmicos o geoquímicos convincentes. En ese sentido, aunque probablemente no sería aventurado afirmar que el CVC es el campo volcánico mejor estudiado de México, es evidente también la necesidad que existe de plantear un modelo global que reconcilie las múltiples evidencias petrológicas, estructurales y tectónicas que han sido vertidas a lo largo de los años.

 

3.4.2. Estratovolcanes

México es un país de volcanes y su expresión más conspicua está fielmente representada por la presencia de grandes estratovolcanes que se levantan de costa a costa en el centro del país (Lámina 1). La observación directa de su actividad se remonta a las culturas del México prehispánico, cuyas representaciones en códices y estelas aportaron información valiosa que aún ahora es utilizada para establecer su historia eruptiva. Por eso, no debería sorprendernos que los nombres que reciben los estratovolcanes mexicanos hagan alusión a su persistente actividad (Popocatépetl significa “montaña que humea”, mientras que Colima era el nombre que recibía el “dios del fuego que domina”). Los grandes volcanes eran considerados como verdaderas deidades por las culturas del México antiguo y fueron motivo de numerosas ofrendas y ritos que hoy en día siguen representándose matizados con la cultura mestiza. Los mexicas consideraban que los volcanes habían surgido después de que los mares invadieron la tierra; en la edad del predominio del fuego, o el Tletonatiuh de la mitología nahua, época en que brotaron las enormes corrientes de lava y los cráteres encendidos. Cuenta la leyenda que como sólo las aves eran capaces de escapar del gran incendio, todos los hombres se convirtieron en pájaros, a excepción de uno que, con su mujer, se salvó en el interior de una caverna. Ésta y algunas otras leyendas fueron compiladas por Yarza de la Torre (1992) en su libro Volcanes de México.

Al llegar los españoles a la Nueva España, su asombro ante la majestuosidad de las montañas mexicanas se vio plasmado en las numerosas referencias de los cronistas de la conquista. Fray Bernardino de Sahagún (1499-1590), en su libro Historia General de las Cosas de la Nueva España (Sahagún, 1992), nos narra:

“Hay un monte que se llama Poyauhtécatl², está cerca de Auillizapán y de Tecamachalco, ha pocos años que comenzó a arder la cumbre de él y yo le ví muchos años que tenía la cumbre cubierta de nieve, y despúes vi cuando comenzó a arder y las llamas parecían de noche y de día de más de veinte leguas y ahora como el fuego ha gastado mucha parte de lo interior del monte ya no se parece el fuego aunque siempre arde.”

2 Antiguo nombre náhuatl que recibía el Pico de Orizaba o Citlaltépetl.

 

 

Las primeras observaciones científicas de los estratovolcanes mexicanos se atribuyen generalmente al gran naturalista alemán Alexander von Humboldt (von Humboldt, 1808). Humboldt sospechó que el alineamiento tan perfecto de volcanes a lo largo del paralelo 19° N obedecía a una fractura terrestre de primer orden. Aunque la presencia de esta gran falla ha sido difícil de confirmar, esta hipótesis fue muy popular por un largo periodo de tiempo (Mooser, 1972) y ha sido incluso rescatada en algunos trabajos más recientes (Verma y Hasenaka, 2004).

Aunque los estudios petrológicos y geoquímicos sistemáticos de los estratovolcanes mexicanos no son particularmente abundantes, es francamente alentador percibir un cierto nivel de consenso en las explicaciones sobre su origen. En efecto, la gran mayoría de los investigadores han reconocido que la variedad petrológica de los estratovolcanes refleja una suerte de mezcla entre distintos componentes magmáticos cuya residencia en cámaras magmáticas de larga duración permiten una efectiva homogeneización, y el consecuente emplazamiento de rocas volcánicas con composiciones relativamente monótonas (Nelson, 1980; Luhr y Carmichael, 1982; Nixon, 1988a; Nixon, 1988b; Robin et al., 1991; Straub y Martín-Del Pozzo, 2001; Schaaf et al., 2005). Las evidencias más contundentes que demuestran la existencia de estas mezclas se ven fehacientemente plasmadas en la textura y mineralogía de los productos volcánicos. Ha sido ampliamente documentado que la mayor parte de las rocas extravasadas por los estratovolcanes presentan mineralogías antagónicas (por ejemplo, olivino y cuarzo) que evidentemente no puede haberse derivado de un proceso de cristalización en equilibrio a partir de un mismo magma máfico. Además, muchos de los minerales presentes en estas rocas muestran texturas complejas de corrosión-reacción y zoneamiento que demuestran un tránsito complejo, lejos del equilibrio, dentro del sistema magmático. En términos geoquímicos, las correlaciones lineales observadas en los diagramas de variación de los elementos mayores son también típicas de un proceso de mezcla, pues no presentan las inflexiones y/o curvaturas características de un proceso de cristalización fraccionada simple. No obstante, y a pesar de que el mecanismo de mezcla parece ser un proceso común en la evolución petrológica de los estratovolcanes, las características específicas de los componentes involucrados, su origen primario, y los mecanismos físicos que la facilitan siguen siendo todavía difíciles de comprender.

Uno de los trabajos petrológicos más completos que documenta el proceso de mezcla fue el realizado por Nixon (1988a, 1988b) en el volcán Iztaccíhuatl (Izta). Nixon explica que la evolución petrológica del sistema magmático en el Izta está controlada por una vigorosa mezcla de magmas acompañada de un proceso de cristalización fraccionada. De hecho, Nixon demuestra que las variaciones petrológicas y geoquímicas encontradas en el Izta exhiben aspectos clave para entender los modelos teóricos desarrollados por O’Hara (1977) y O’Hara y Mathews (1981), quienes explicaron el comportamiento geoquímico de cámaras magmáticas como sistemas termodinámicos abiertos en donde existe una periodicidad entre la alimentación de magma profundo, cristalización fraccionada, y un eventual drenado de material magmático durante las erupciones. Nixon denominó a este proceso como fraccionamiento dinámico, pues los modelos simples de mezcla de magmas y cristalización fraccionada, por sí solos, no permiten explicar la complejidad mineralógica y geoquímica de las rocas volcánicas. Para Nixon, las lavas del Izta, cuya composición varía entre andesitas y dacitas (58–66% de SiO2), representan siempre un producto híbrido de un proceso continuo y repetitivo en donde existe una inyección de magma basáltico que se mezcla en distintas proporciones con un magma dacítico residente en una cámara magmática de larga duración. Nixon considera que los magmas primarios que alimentan al sistema magmático del Izta tienen una composición basáltica o basáltico-andesítica, relativamente rica en sílice, pero con contenidos de MgO y Ni semejantes a los de magmas primitivos. Sin embargo, la composición de estos magmas basálticos muestra variaciones considerables en Ba, Sr, y en la relación 87Sr/86Sr. Los cálculos de Nixon consideran que el espectro de magmas primarios alimentando al Izta puede ir desde basaltos calcialcalinos con hiperstena normativa hasta basaltos alcalinos con nefelina normativa, con composiciones semejantes a las encontradas en los basaltos del campo volcánico de Chichinautzin y en el Valle de México. Estas aseveraciones ponen una vez más en evidencia el carácter heterogéneo de la cuña del manto bajo la FVTM. El componente magmático más evolucionado, de composición dacítica, es mucho más homogéneo pues encarna la última etapa evolutiva del proceso de cristalización dinámica, que en última instancia debe converger hacia el equilibrio.

El volcán mejor estudiado de México es sin duda el volcán de Colima (conocido también como volcán de Fuego, o volcán de Fuego de Colima), el estratovolcán más activo de México y Norteamérica (Luhr y Carmichael, 1980; Luhr y Carmichael, 1981; Luhr y Carmichael, 1982; Luhr y Carmichael, 1990; Robin et al., 1991; Moore y Carmichael, 1998; Luhr, 2002; Mora et al., 2002). Las lavas del volcán de Colima tienen una composición andesítica relativamente monótona, y presentan ensambles mineralógicos compuestos por plagioclasa ± ortopiroxeno ± clinopiroxeno ± titanomagnetita ± hornblenda en una matriz compuesta por vidrio y microlitos de los mismos minerales a excepción de hornblenda. Como sucede en otros estratovolcanes, es posible encontrar fenocristales de olivino con coronas de reacción y abundantes texturas de desequilibrio.

Desde los primeros estudios, Luhr y Carmichael (1980) reconocieron la existencia de cierta ciclicidad eruptiva que quedó registrada en las variaciones petrológicas y geoquímicas de los productos volcánicos. Más tarde, Luhr y Carmichael, (1990) y Luhr (2002) confirman que durante la segunda mitad de la historia eruptiva del Colima se han repetido dos ciclos vulcanológicos con características similares (1818-1913 y 1913-presente): (1) la existencia de un cráter abierto producto de una erupción explosiva que marca la culminación de cada ciclo; (2) crecimiento de un domo de lava dentro del conducto; (3) arribo del domo al borde del cráter y la generación de derrames de lava en bloques y flujos de bloques y ceniza; (4) periodos breves de actividad explosiva que se conjugan con los fenómenos de la etapa 3; (5) culminación del ciclo con la generación de una gran erupción explosiva que produce depósitos de caída de tefra y flujos piroclásticos. Los autores reconocen que en la actualidad nos encontramos cerca del cierre de un ciclo eruptivo, y vaticinan que una erupción explosiva de grandes dimensiones es un hecho inminente que ocurrirá en algún momento dentro de este siglo (Luhr y Carmichael, 1980). Para estos autores los ciclos eruptivos tienen una duración de aproximadamente un siglo y parecen reflejar el tránsito de cuerpos magmáticos discretos y zonificados (enriquecidos en SiO2 hacia la superficie). En este modelo, el punto culminante del ciclo eruptivo estaría representado por el emplazamiento de magmas andesíticos, aunque ligeramente más primitivos que los emplazados en las etapas precedentes.

Como ocurre en el volcán Iztaccíhuatl, la evolución del sistema magmático de Colima no parece estar relacionada con un proceso de diferenciación simple, ni tampoco con un mecanismo de mezcla entre dos componentes. Las características geoquímicas y mineralógicas indican más bien un mecanismo híbrido de mezcla que acompaña a la cristalización en una cámara magmática abierta (Luhr y Carmichael, 1980). No obstante, los estudios experimentales de equilibrio de fases en los magmas andesíticos del Colima y los lamprófidos del bloque Jalisco parecen definir una estrecha relación genética entre ellos (Moore y Carmichael, 1998; Carmichael, 2002). La Figura 19 muestra el campo de estabilidad de las distintas fases mineralógicas observadas en las rocas de Colima y en las del bloque Jalisco, y reproducidas por los experimentos con distintos contenidos de agua. El sombreado gris oscuro representa la estabilidad del ensamble mineralógico del volcán de Colima, mientras que el sombreado gris claro define la zona en donde únicamente la hornblenda es estable. Los autores documentan que la abundancia y composición mineralógica de estas rocas son un reflejo de la cantidad de agua disuelta en los magmas. La típica roca andesítica rica en fenocristales de plagioclasa que emana del volcán de Colima es en realidad el resultado de una profunda desgasificación que ocurre durante el ascenso hacia la superficie de un magma rico en agua. El magma primario que alimenta al sistema del volcán de Colima podría ser, de hecho, un lamprófido de hornblenda con al menos 6% de agua disuelta que se pierde casi por completo durante la descompresión, y cuyo efecto directo es disparar el proceso cristalización. En ese sentido, Carmichael (2002) nota que las rocas basálticas y basáltico-andesíticas del arco poseen casi siempre una cristalinidad menor; y que la plagioclasa, cuyo campo de estabilidad está fuertemente controlado por la cantidad de agua disuelta, no es tan abundante como en las andesitas que emanan de los estratovolcanes.

El volcán Popocatépetl (Popo) también ha sido el objeto de algunas investigaciones petrológicas y geoquímicas relativamente detalladas (Boudal y Robin, 1987; Straub y Martín-Del Pozzo, 2001; Schaaf et al., 2005). De manera similar a lo que ocurre con el resto de los estratovolcanes, el Popo muestra todos los rasgos típicos de mezcla de magmas mencionados anteriormente y, aunque sus periodos de actividad y reposo son relativamente más prolongados que los del volcán de Colima, también es posible inferir una cierta recurrencia y ciclicidad en su actividad eruptiva (Siebe et al., 1996).

El trabajo de Schaaf et al. (2005) reporta datos geoquímicos e isotópicos de distintas fases eruptivas del Popocatépetl, así como de varios centros monogenéticos emplazados en la vecindad del estratovolcán. Siguiendo un argumento similar al planteado por Siebe et al. (2004a), los autores indican que las variaciones composicionales asociadas a los volcanes monogenéticos están relacionadas con un proceso de cristalización fraccionada polibárica que ocurre en sistemas magmáticos de corta duración. En cambio, los productos del Popocatépetl son mucho más homogéneos y resultan de la mezcla, o mingling, de un componente dacítico y un magma basáltico primitivo que ocurre en una cámara magmática de larga duración. Las rocas del Popo también suelen mostrar evidencias tangibles de interacción magmática con las rocas del basamento en forma de xenolitos y xenocristales, que aparentemente se ve reflejada también en la composición isotópica de los productos volcánicos. Las rocas del Popo muestran valores mayores en la relación 87Sr/86Sr que los observados en los conos cineríticos a valores equivalentes de εNd. Los autores sugieren que estas diferencias son el resultado de la interacción del magma con las calizas cretácicas del basamento local.

Los estudios petrológicos de Straub y Martín-Del Pozzo (2001) sugieren, en cambio, que las andesitas del Popo representan siempre magmas híbridos (Mg# 50–72), producto de la mezcla entre un componente máfico (Mg# 68–86) y un componente evolucionado (Mg# 35–40). El componente máfico se encuentra considerablemente hidratado y está saturado en olivino y espinela a una temperatura de 1170–1085 °C y a una presión >12 kbar. El componente máfico cristaliza clinopiroxeno durante su ascenso a través de la corteza, y se mezcla vigorosamente con el componente evolucionado que reside a 3–4 kbar con una temperatura de ~950 °C. Utilizando cálculos de balance de masa y argumentos termodinámicos simples, Straub y Martín-Del Pozzo (2001) desestiman que las lavas del Popo puedan ser el resultado de mezclas entre basaltos primitivos de Chichinautzin con un magma evolucionado derivado de la fusión de la corteza continental o de un grado avanzado de cristalización. En cambio, las investigadoras consideran que el componente máfico está representado por una andesita (SiO2 55–62 % en peso) rica en MgO con características petrológicas cercanas a un magma primario. De esta forma, el componente evolucionado podría formarse por grados moderados de cristalización fraccionada, aunque no descartan la posibilidad de que una pequeña cantidad de corteza continental haya sido asimilada.

Figura 19. Diagrama de estabilidad de fases para rocas andesíticas del volcán de Colima y espesartíticas del campo volcánico de Mascota, en condiciones de saturación con agua (Moore y Carmichael, 1998). Las líneas subhorizonatles representan isopletas del contenido de agua (% en peso). El campo gris oscuro representa el campo de estabilidad del ensamble mineralógico típico del volcán de Colima. El campo gris claro representa el campo de estabilidad mineralógica de las rocas lamprofídicas del campo volcánico de Mascota, caracterizadas por la presencia de fenocristales de hornblenda y la ausencia de plagioclasa y piroxeno.

 

Por su parte Wallace y Carmichael (1994) tampoco encuentran evidencias de que el magma primario que alimenta al volcán Tequila tenga una composición basáltica, sino que se trata de un magma andesítico que interactúa con un magma dacítico residente. Wallace y Carmichael (1994) notan la imposibilidad de formar el magma evolucionado a partir del magma primitivo mediante cristalización, pues la concentración de algunos elementos incompatibles disminuye al aumentar el contenido de sílice. Por esto, los autores proponen la existencia de distintos magmas parentales cuya evolución parece ser independiente, y no descartan la posibilidad de que exista algún grado de contaminación cortical durante su petrogénesis.

La posibilidad de que el magma primario que alimenta a los estratovolcanes sea una andesita rica en magnesio y no un basalto ofrece una perspectiva importante para nuestra forma de entender el magmatismo de arco en México y en el mundo. En efecto, aunque esta hipótesis había sido planteada desde hace largo tiempo (Gill, 1981), las evidencias petrológicas y geoquímicas parecen restringirla a condiciones extremas, cercanas al límite de saturación con agua, que aún ahora siguen siendo difíciles de reproducir en los laboratorios experimentales más sofisticados (Parman y Grove, 2004). Sin embargo, Blatter y Carmichael (1998a) documentan la presencia de nódulos lherzolíticos con hornblenda incluidos en una roca andesítica del campo volcánico de Zitácuaro, cuyo entrampamiento no pudo ocurrir más que durante su ascenso a través del manto. Los investigadores utilizan esta evidencia, junto con los estudios experimentales de equilibrio de fases en este tipo de rocas (Blatter y Carmichael, 2001), para sugerir la posibilidad de que algunas rocas andesíticas ricas en magnesio (62% SiO2 y 5.6 % MgO) puedan derivarse directamente de la fusión parcial del manto en condiciones de saturación de agua, en concordancia con algunos estudios experimentales (Hirose, 1997). Estas composiciones no están muy alejadas de lo que se observa en los estratovolcanes, y podrían explicar la razón por la cual no existen magmas basálticos primitivos emanando de estos sistemas.

Recientemente se han presentado una serie de evidencias y argumentos que intentan explicar la evolución petrogenética del arco de una forma alternativa (Luhr, 2000; Gómez-Tuena et al., 2003; Martínez-Serrano et al., 2004). Estos estudios han mostrado que algunas de las rocas de composición intermedia emplazadas en los estratovolcanes y en algunos conos cineríticos, tanto miocénicos como cuaternarios, muestran características geoquímicas similares a las de los magmas derivados de la fusión parcial de la corteza oceánica, incluyendo a su componente sedimentaria (Figura 20). Aunque en su conjunto estas rocas muestran una composición variable (andesitas-dacitas), también presentan altas concentraciones de Sr y muy bajas concentraciones de Y y HREE, cuyo origen es difícil de explicar mediante un proceso de diferenciación simple a partir de un magma basáltico (Defant y Drummond, 1990). Estas rocas muestran también composiciones isotópicas cercanas a las de los MORB, poniendo en evidencia la participación de este componente en su petrogénesis e invalidando un origen asociado a la fusión parcial de la corteza continental. La posibilidad de que la corteza oceánica se funda debajo del arco permite visualizar la generación de rocas de composición andesítica y dacítica ricas en MgO por medio de la interacción de magmas silícicos, derivados de la fusión de la losa oceánica, con las peridotitas del manto (Kelemen et al., 2003). Por lo tanto, si esta hipótesis se confirma, entonces no sería necesario invocar la fusión parcial del manto en condiciones extraordinariamente hidratadas para la generación de andesitas primitivas, pues los altos contenidos de SiO2 observados en las rocas podrían ser una característica heredada de los magmas derivados de la fusión parcial de la corteza oceánica (Rapp y Watson, 1995).

Figura 20. Diagrama de variación de Sr/Y contra Y en andesitas y dacitas de algunos campos volcánicos de la FVTM. La señales adakíticas se verifican en los volcanes cuaternarios de San Juan (Luhr, 2000) y en el Nevado de Toluca (Martínez-Serrano et al., 2004), y en los campos volcánicos miocénicos de Apan (García-Palomo et al., 2002), Cerro Grande (Gómez-Tuena y Carrasco-Núñez, 2000), Palma Sola y Palo Huérfano-La Joya-Zamorano (PH-LJ-Z, Gómez-Tuena et al., 2003). Como comparación se muestran los campos que ocuparían los datos del volcán de Colima (Luhr, 2002) y del volcán Iztaccíhuatl (Nixon, 1988b), en donde la señal adakítica no está presente.

 

3.5. Magmatismo silícico

En un trabajo de revisión sobre el volcanismo riolítico de la Faja Volcánica Transmexicana, Ferriz y Mahood (1986) mencionan la existencia de cinco centros volcánicos riolíticos y algunas otras manifestaciones aisladas. Trabajos posteriores han reconocido y estudiado un número creciente de centros riolíticos a todo lo largo de la FVTM. Sin embargo, gran parte de los estudios han estado enfocados a establecer las relaciones estratigráficas y los procesos eruptivos asociados, mientras que los estudios petrológicos y geoquímicos siguen siendo relativamente escasos. Con base en la distribución geográfica y estratigráfica, así como en las características petrográficas, geoquímicas y el modo de emplazamiento magmático, hemos distinguido tres episodios de volcanismo silícico asociado a la evolución de la FVTM: (1) Mioceno tardío, (2) Plioceno temprano, y (3) Plioceno tardío-Cuaternario.

Tanto en el sector occidental como en el sector central las primeras manifestaciones de vulcanismo riolítico aparecen durante el Mioceno tardío, a los ~7 Ma (Figura 2c) (Aguirre-Díaz y López-Martínez, 2001; Ferrari et al., 2001; Rossotti et al., 2002). En el sector occidental, al NW y NE de Guadalajara, se emplazaron algunos domos y flujos piroclásticos entre los 7.15 y los 5.2 Ma (Gilbert et al., 1985) formando el denominado Grupo Guadalajara, con un volumen estimado de 212 km3 (Rossotti et al., 2002). Estas rocas son predominantemente riolitas peraluminosas (Al2O3/CaO+Na2O+K2O molar>1), con corindón normativo, alto sílice y valores altos de K2O (datos no publicados de L. Ferrari) (Figura 21). En el sector central se emplaza la caldera de Amazcala, ubicada al NE de la ciudad de Querétaro, cuyo periodo de actividad abarca de 7.3 a 6.6 Ma. Las rocas de esta caldera están caracterizadas por pómez de caída, ignimbritas, domos y flujos de lava con composiciones riolíticas y alto contenido de K2O (Aguirre- Díaz y López-Martínez, 2001). Al sur de Querétaro se presentan también grandes complejos de domos riolíticos, para los cuales sólo se han reportado dos edades [~6 Ma (Aguirre-Díaz y López-Martínez, 2001) y 5.4 Ma (Ferrari et al., 1991)]. Al oriente de la caldera de Amazcala también afloran algunos domos riolíticos que han sido fechados en 7.49 Ma (Jacobo-Albarrán, 1986). En ambos sectores, el episodio riolítico del Mioceno tardío se manifiesta hacia la porción norte de la FVTM, en la zona más alejada a la trinchera, y es inmediatamente posterior al evento máfico del Mioceno tardío (Figura 2b-c).

Se ha considerado que la tasa de extrusión magmática disminuyó de manera considerable durante el emplazamiento del episodio riolítico del Mioceno tardío del sector occidental. Esta disminución ha sido atribuida al decremento en la tasa de convergencia entre las placas de Rivera y de Norteamérica para ese periodo. El episodio silícico también coincide con el inicio de la migración del arco magmático hacia la trinchera, que comúnmente ha sido relacionado con un aumento en el ángulo de subducción que comenzó a desarrollarse a partir de los 8.5 Ma (Ferrari et al., 2000a; Ferrari et al., 2001). Estas evidencias podrían indicar que la dinámica de placas ha controlado el estilo y la composición del vulcanismo en la FVTM, pero desafortunadamente hasta la fecha no existen datos geoquímicos ni petrológicos adicionales que arrojen información sobre los procesos de generación de magmas silícicos y su relación con la dinámica de placas.

Figura 21. Variación espacial y temporal en el grado de saturación de alúmina para las rocas riolíticas de la FVTM. En el eje de las ordenadas se representan las relaciones molares de A/KN = molar Al2O3/Na2O+K2O. La línea punteada divide el campo peraluminoso-metaluminoso del peralcalino. Triángulos: Mioceno tardío; cuadros: Plioceno temprano; cruces: Plioceno tardío–Cuaternario.

 

A partir del Plioceno temprano las rocas riolíticas coexisten con rocas máficas e intermedias, y el volumen de rocas piroclásticas se vuelve proporcionalmente más importante. Varios autores han observado que los depósitos ignimbríticos presentan un vidrio de color oscuro con composición de andesita-basáltica a traquítica que coexiste con un vidrio incoloro de composición riolítica a riolítica de alto sílice, desplegando una textura de mezcla inhomogénea o mingling (Gilbert et al., 1985; Aguirre-Díaz, 2001; Rossotti et al., 2002). En el área de Guadalajara, este fenómeno se observó en depósitos con edades comprendidas entre 4.8 y 3.07 Ma, en las Ignimbritas San Gaspar y Guadalajara (Gilbert et al., 1985), y en depósitos piroclásticos incluidos en el Grupo Cerro Chicharrón (Rossotti et al., 2002). La persistencia de volcanismo riolítico del área de Guadalajara, que inicia en el Mioceno tardío y migra hacia el sur durante el Pleistoceno, ha sido relacionada también con la existencia de una cámara magmática somera de larga vida que se establece a ~7 Ma. Algunos autores han propuesto que, al iniciar el volcanismo alcalino máfico de tipo intraplaca en el área, hacia los 4.6 Ma (Moore et al., 1994), la inyección de magmas máficos dentro de la cámara silícica suministró la energía necesaria para desencadenar los eventos explosivos y generar la notable mezcla de magmas (Rosas-Elguera et al., 1997; Rossotti et al., 2002).

En el sector central, el volcanismo riolítico del Plioceno temprano se asocia a grandes calderas: Los Azufres, Amealco y Huichapan (Lámina 1). Estas calderas se caracterizan por la alternancia de eventos de composición máfica a intermedia y eventos de composición félsica, siendo evidente un aumento en la emisión de productos menos diferenciados en comparación con el episodio del Mioceno tardío. Como ejemplo, en la caldera de Amealco, el 95% del volumen de magma emitido es de composición intermedia y sólo el 5% del volúmen presenta una composición riolítica (Aguirre-Díaz, 1996).

El intenso fallamiento y los vastos depósitos volcánicos sucesivos han dificultado la definición de los eventos asociados a la formación de la caldera de Los Azufres. Sin embargo, Ferrari et al. (1991) la interpretan como una caldera que ha sufrido colapsos múltiples (caldera anidada) durante el Mioceno tardío y el Plioceno, mientras que Pradal y Robin (1994) la definen como una caldera construida a <3.4 Ma sobre un complejo andesítico del Mioceno-Plioceno. Los productos volcánicos más recientes relacionados con la caldera han sido fechados en 26.5 ka. De acuerdo con los escasos datos geoquímicos que han sido publicados, en Los Azufres se presenta de manera alternada volcanismo félsico y máfico. Las rocas félsicas son dacitas, riolitas y riolitas de alto sílice con un carácter peraluminoso, que pertenecen a la serie calcialcalina de alto potasio (Cathalieau et al., 1987; Pradal y Robin, 1994). Aquí también han sido reportadas evidencias geoquímicas y mineralógicas de una mezcla entre magmas riolíticos y basálticos que generaron lavas dacíticas (Cathalieau et al., 1987). Las variaciones en la composición de los magmas emitidos han sido relacionadas con el muestreo progresivo de una cámara magmática zonificada que se ve reabastecida periódicamente por magmas máficos (Pradal y Robin, 1994). La variación en la relación 87Sr/86Sr de una andesita de 0.6 Ma (0.70357), una riolita de 0.026 Ma (0.70553), y un cono basáltico más reciente (0.70367) parecen confi rmar esta hipótesis (Pradal y Robin, 1994), aunque los autores no discuten los procesos por los cuales la roca más diferenciada alcanza la composición más radiogénica. Por su parte, Ferrari et al. (1991) asocian la generación de las rocas más evolucionadas a un pulso compresivo que permitió el estacionamiento y diferenciación de magma en cámaras magmáticas. Este episodio fue reemplazado por una fase transtensiva que permitió la recarga de la cámara magmática con magmas máficos que propiciaron un proceso de mezcla de magmas y el emplazamiento de grandes volúmenes de lava basáltica a lo largo de fallas extensionales localizadas en el exterior de la caldera.

Los primeros productos de la caldera de Amealco (la llamada Toba Amealco), emplazados a los 4.7 Ma, también tienen características de mingling (Aguirre-Díaz, 1996; Aguirre-Díaz, 2001). En este caso la mezcla de magmas ha sido relacionada con la repetitiva inyección de magma menos diferenciado y más caliente en una cámara magmática zonificada (Aguirre-Díaz, 2001). Al finalizar los eventos iniciales que generaron la Toba Amealco y el emplazamiento de domos y lavas andesíticas a dacíticas, se emplazaron dentro de la caldera cinco domos, fechados en 3.9 Ma, con composición de riolita de bajo sílice (Aguirre-Díaz, 1996). Además, en la periferia de la caldera también existen domos riolíticos perluminosos a metaluminosos con alto sílice que han sido fechados en 4.7 y 2.9 Ma (Aguirre-Díaz, 1996).

En la caldera de Huichapan, localizada en el límite entre el sector central y el sector oriental, las ignimbritas de la fase inicial han sido fechadas en 4.8 y 4.4 Ma (Aguirre-Díaz et al., 1997). En este centro volcánico se presentan eventos alternantes de composición silícica (dacitas, traquitas y riolitas) y máfica (basalto andesítico a andesita) pero, a diferencia de la caldera de Amealco, el volcanismo explosivo inicial es de composición silícica (Verma, 2001b). Los análisis químicos (Verma, 2001b) indican que en los eventos más diferenciados las rocas son calcialcalinas de alto potasio y predominan las rocas de carácter peraluminoso (corindón normativo; A/CKN molar>1).

Los estudios isotópicos realizados por Verma et al. (1991, 2001b) en las calderas de Amealco y Huichapan muestran que los productos volcánicos tienden a valores más enriquecidos en las relaciones isotópicas de Sr, Pb y Nd al aumentar el contenido de SiO2. Como era de esperarse, esta característica ha sido tomada como una evidencia de asimilación cortical. La composición de las rocas de Huichapan puede ser modelada por un proceso de asimilación y cristalización fraccionada (AFC), empleando como componentes un basalto miocénico y un asimilante hipotético derivado de la composición de una riolita muy enriquecida isotópicamente, la cual se considera originada por fusión cortical durante un evento volcánico previo (Verma, 2001b). De manera similar a lo que ocurre en la caldera de Los Azufres, la recarga cíclica de magmas más primitivos hacia una cámara magmática evolucionada también ha jugado un papel importante en la evolución petrológica de los magmas de Huichapan. Curiosamente, las rocas riolíticas de la caldera de Amealco están sólo ligeramente más enriquecidas en 87Sr/86Sr (0.70419–0.70424) y εNd (1.8–2.5) que las rocas intermedias emplazadas previamente (87Sr/86Sr = 0.70396–0.70419; εNd= 2.1–2.6). En este sentido, Verma et al. (1991) proponen que durante la evolución a composiciones intermedias, los magmas derivados del manto asimilaron material cortical (~1 a ~10%) en niveles profundos de la corteza, o durante las etapas tempranas de diferenciación en una cámara magmática somera, pero que la asimilación fue insignificante durante la evolución de composiciones intermedias a riolíticas.

En el sector oriental, en una extensa área comprendida entre Tenango de Doria y Tlanchinol, al NE de Pachuca, Hidalgo (Lámina 1), afloran depósitos de piroclásticos y lavas riolíticas vítreas intercalados con emisiones fisurales de lavas máficas moderadamente alcalinas o transicionales (Robin, 1976b; Robin, 1982). Las rocas riolíticas tienen edades de 4.3 y 4.4 Ma (Cantagrel y Robin, 1979). El origen del volcanismo riolítico en esta suite bimodal fue estudiado muy someramente por Robin (1982), quien reporta promedios de análisis para dos grupos de muestras que tienen composición de riolita peraluminosa. La composición de estas rocas se grafica cercano al mínimo granítico en el diagrama Ab-Or-Q sugiriendo un origen anatéctico (Robin, 1982). La presencia de volcanismo alcalino sódico que evoluciona a una suite bimodal, llevó a este autor a proponer que las emisiones se relacionan a una “subprovincia del borde del Altiplano” asociada a procesos extensionales y sin relación con el sistema de subducción del sur de México. Sin embargo, este modelo ha sido reevaluado en trabajos recientes que consideran a estas rocas como parte de la FVTM (Ferrari et al., 2005b).

El volcanismo riolítico del Plioceno tardío-Cuaternario de la FVTM se distingue de los episodios anteriores por la emisión de volúmenes significativos de magmas peralcalinos (Al2O3/Na2O+K2O molar<1; acmita normativa) (Figura 21). Las rocas peralcalinas generalmente se asocian a ambientes anorogénicos y su presencia en los extremos occidental y oriental de la FVTM, donde ha ocurrido volcanismo alcalino sódico de intraplaca (graben Tepic- Zacoalco, noreste del estado de Hidalgo), parece indicar una relación genética entre ambos tipos de magma. Cabe señalar que durante este periodo son dominantes las rocas riolíticas metaluminosas y peraluminosas en todo el arco, mientras que las rocas peralcalinas se presentan en volúmenes más pequeños y con una distribución restringida.

En el sector occidental han sido descritas rocas peralcalinas en el volcán Las Navajas, en Nayarit, en el complejo de domos Magdalena y en la sierra de La Primavera, Jalisco. El volcán Las Navajas (con un edad menor que 4 Ma y mayor que 200 ka; Nelson y Carmichael, 1984), localizado en el extremo occidental del graben Tepic-Zacoalco, es la única localidad de la FVTM donde han sido reportadas rocas riolíticas fuertemente peralcalinas (panteleritas), aunque también se presentan rocas moderadamente peralcalinas (comenditas). Las lavas y depósitos piroclásticos peralcalinos presentan la mineralogía característica de este tipo de rocas con fenocristales de cuarzo y feldespato alcalino así como cantidades menores de olivino fayalítico, riebeckita y enigmatita en las comenditas o ferrohedembergita, arfvedsonita, enigmatita y riebeckita en las panteleritas (Nelson y Hegre, 1990). Las panteleritas tienen contenidos bajos de Al2O3 (8.2–9.4% en peso) y alto de Zr (839– 2049 ppm), indicando que estas rocas evolucionaron por cristalización fraccionada extrema en una cámara magmática somera a partir de basaltos moderadamente alcalinos (Nelson y Hegre, 1990). Estas evidencias indican que un volumen considerable de magma máfico alcalino se estacionó en la corteza donde pudo diferenciarse, pero también ponen de manifiesto un contraste con el típico mecanismo de emplazamiento observado en la mayoría de los magmas alcalinos que generalmente ascienden con rapidez a través de fallas y fracturas.

El complejo de domos de Magdalena está constituido por doce domos y flujos riolíticos (SiO2: 70–76.5%) que rodean al volcán Tequila y que han sido fechados entre 1.12-0.24 Ma (Harris, 1986; Lewis-Kenedi et al., 2005). En este complejo se presentan rocas moderadamente peralcalinas, metaluminosas y peraluminosas, que contienen fenocristales de sanidino, plagioclasa y un poco de hornblenda (Demant, 1979; Harris, 1986). Estas lavas se emplazaron antes del evento que formó el edificio principal andesítico del volcán Tequila (<0.2 Ma) y coexisten con basaltos de alto Ti, por lo que Lewis-Kenedi et al. (2005) las consideran parte de una suite bimodal formada entre 1 y 0.2 Ma. En este modelo, los magmas riolíticos se habrían generado durante episodios de fusión de la corteza superior promovidos por el emplazamiento episódico de magmas basálticos, los cuales en parte ascendieron hasta la superficie a través de fracturas y fallas que siguen una dirección NW-SE.

La Sierra La Primavera, localizada al W de Guadalajara, ha sido más estudiada (Mahood, 1981a; Mahood, 1981b; Mahood y Halliday, 1988). Las rocas de La Primavera son domos, flujos de lava y depósitos piroclásticos con composición riolítica con alto contenido de sílice (>75% SiO2) que se emplazaron entre los 145 000 y 30 000 a. Los depósitos contienen fenocristales de sanidino sódico y cuarzo, y pueden contener cantidades menores (<3% vol.) de ferrohedembergita, fayalita e ilmenita. Su composición varía desde comenditas peralcalinas hasta riolitas metaluminosas. Los primeros productos son más diferenciados y están enriquecidos en F, Rb, Na, Y, Zr, HREE, Hf, Ta, Pb, Th, U con respecto a los más tardíos que, en cambio, están enriquecidos en Ca, LREE, Ti, y Al. Esta evolución magmática está aparentemente relacionada con el muestreo de porciones cada vez más profundas y menos diferenciadas de una cámara magmática zonificada (Mahood, 1981a, 1981b; Mahood y Halliday, 1988). Los autores sugieren que las variaciones en la temperatura, el contenido de volátiles y la peralcalinidad con respecto a la profundidad pudieron influir en el tipo y cantidad de fases que fraccionan, dando lugar a las variaciones geoquímicas observadas. Es notable también que las rocas de La Primavera presentan valores relativamente primitivos y constantes de 87Sr/86Sr (0.704– 0.7048), εNd (4.5–5.8) y δ18O (~6.6‰, en sanidino), cuyo origen sería consistente con un proceso de cristalización fraccionada a partir de magmas basálticos con contribuciones mínimas o nulas de material cortical. Sin embargo, la ausencia de rocas máficas a intermedias y la observación de que la mayor parte de los campos riolíticos de México muestran señales geoquímicas consistentes con fusión cortical, hace que los autores sugieran la participación de fundidos derivados del basamento mesozoico local (terreno Guerrero) que, aparentemente, tiene una composición isotópica muy parecida a la de los productos provenientes del manto.

Un volumen significativo de lavas silícicas se emplazó en el sector oriental durante el Plioceno tardío-Cuaternario (Lámina 1). Los centros más importantes son las calderas de Los Humeros y Acoculco, los domos de la cuenca de Serdán-Oriental, y manifestaciones aisladas de menor volumen como el volcanismo peralcalino de la Sierra de Las Navajas, Hidalgo (Geyne et al., 1963; Nelson y Lighthart, 1997) y el complejo de domos de la Sierra de Los Pitos del Plioceno tardío (Zamorano-Orozco et al., 2002).

En la caldera de Acoculco se emplazaron una serie de domos y flujos piroclásticos riolíticos y dacíticos con edades comprendidas entre 3 y 1.26 Ma, y en la última fase de actividad fueron emitidas lavas basálticas que han sido fechadas en 0.24 Ma (López-Hernández y Castillo- Hernández, 1997). El análisis de una muestra indica una composición de riolita metaluminosa de alto sílice y alto contenido de potasio (Verma, 2001a).

En la caldera de los Humeros, los magmas emplazados presentan también una evolución en el tiempo a composiciones más máficas. Los primeros productos son riolitas de alto sílice a riodacitas emplazadas entre ~0.47 Ma y ~0.22 Ma, seguidos por el emplazamiento de rocas andesíticas a riodacíticas entre 0.24 y 0.02 Ma, y finalmente basaltos de olivino emplazados a <0.02 Ma. En esta secuencia, los magmas riolíticos de alto sílice dominan volumétricamente sobre los otros tipos de magma. Las rocas más diferenciadas pertenecen a la serie calcialcalina de alto potasio y son de carácter metaluminoso, presentando algunas de ellas cristales de biotita o hiperstena y raras veces hornblenda (Ferriz y Mahood, 1984; Ferriz y Mahood, 1987).

Siguiendo una lógica similar a la aplicada para el estudio de las calderas de Amealco y Huichapan, Verma (2000b, 2001a) proponen que los magmas parentales se originan por fusión parcial en el manto litosférico (con características geoquímicas enriquecidas y similares a las que dan origen a los OIB) y evolucionaron a composiciones intermedias por un proceso de asimilación cortical. El autor modela los datos usando una composición hipotética para el componente cortical, y asumiendo que la evolución de composiciones intermedias a riolíticas estaría dominada únicamente por cristalización fraccionada. Por otra parte, Ferriz y Mahood (1987) proponen un modelo complejo de evolución en una cámara magmática estratificada, donde la inyección periódica de magma basáltico derivado del manto en la zona basal suministró calor al reservorio y dio lugar a procesos de mezcla. La mezcla entre magma basáltico con magma andesítico de alto sílice habría generado andesitas basálticas a partir de las cuales se originan las riodacitas y riolitas por cristalización fraccionada o AFC. En este modelo, el zonamiento inverso observado en los depósitos piroclásticos individuales representaría el muestreo de zonas cada vez más profundas de la cámara magmática. Los magmas más evolucionados de Los Humeros tienen composiciones isotópicas más enriquecidas (87Sr/86Sr=0.70414–0.70444; εNd=1.4; δ18O=6.4–7.2‰) que los magmas más primitivos emplazados en las últimas fases de actividad (87Sr/86Sr= 0.70386, εNd=4.1 y δ18O=5.8‰), sugiriendo un proceso de mezcla y/o asimilación cortical. Ferriz y Mahood (1987) relacionan la evolución global a composiciones más máfi cas en la historia de Los Humeros con un aumento en la tasa de extracción y un descenso en la tasa de recarga, que impediría el reestablecimiento del reservorio zonificado original.

En la cuenca de Serdán-Oriental, al sur de Los Humeros, se localiza un grupo de domos riolíticos emplazados en un área restringida con una burda alineación N-S: Las Derrumbadas, Cerro Águila, Cerro Pinto y Cerro Pizarro (Ferriz y Mahood, 1986). Riggs y Carrasco-Núñez (2004) reportan una edad de 220 000 años para el Cerro Pizarro y Yañez-García y Casique (1980) fecharon el domo Las Derrumbadas en 0.32 Ma, aunque Siebe y Verma (1988) estimaron una edad menor que 40 000 años para este último con base en la morfología. En el área también se reporta un extenso depósito de caída de pómez formado por una erupción pliniana ocurrida hace 20 000 años cuya fuente se localiza al oriente de Las Derrumbadas: la llamada Pómez Quetzalapa (Rodríguez-Elizarrarás et al., 2002). Este depósito está conformado por fragmentos de pómez riolítica (SiO2: 68.5–75.5% en peso) peraluminosa, con fenocristales de biotita y cantidades menores de hornblenda.

Los domos de la cuenca de Serdán-Oriental son generalemente peraluminosos y contienen cristales de plagioclasa, sanidino, cuarzo, biotita, magnetita e ilmenita, y es notable que el domo de Las Derrumbadas presente también granate (Ferriz y Mahood, 1986). Aún cuando todos los domos tienen contenidos de sílice similares, y se emplazaron en un área y tiempo restringidos, existen entre ellos variaciones importantes en el contenido de elementos traza y en las relaciones isotópicas que sugieren orígenes diversos. Los datos geoquímicos obtenidos por diversos autores (Negendank et al., 1985; Ferriz y Mahood, 1986; Ferriz y Mahood, 1987; Besch et al., 1988; Besch et al., 1995; Riggs y Carrasco-Núñez, 2004) indican que las rocas de Las Derrumbadas están muy empobrecidas en Tierras Raras medias y pesadas, muestran una anomalía negativa de Eu muy pequeña, tienen contenidos moderados de Ba (770–889 ppm) y Sr (138–275 ppm) y la composición isotópica más enriquecida (87Sr/86Sr=0.70511; εNd=-2.8). Las rocas del Cerro Pinto tienen patrones de Tierras Raras relativamente planos (bajo LREE/HREE), una marcada anomalía negativa en Eu, están muy empobrecidas en Ba (30–50 ppm) y Sr (21–22 ppm), y tienen relaciones isotópicas ligeramente menos enriquecidas que las de Las Derrumbadas (87Sr/86Sr=0.70506; εNd=-1.6). Los domos Cerro Águila y Cerro Pizarro tienen contenidos de LREE similares a los de Las Derrumbadas, pero no muestran el marcado empobrecimiento en HREE y tienen una anomalía negativa de Eu moderada. En el Cerro Pizarro los contenidos de Ba (1658–1776 ppm) son los más elevados, los valores de Sr son relativamente altos (176–205 ppm), y las relaciones isotópicas son las menos enriquecidas de todos los domos estudiados (87Sr/86Sr=0.70481, εNd=-1.4). Aunque hasta la fecha no existen estudios petrogenéticos detallados para estas rocas, Ferriz y Mahood (1986, 1987) proponen que los domos representan pequeños volúmenes de magma generados por fusión parcial de la corteza, y que las variaciones en la composición isotópica y de tierras raras reflejan las variaciones en la litología de las fuentes corticales. En este mismo sentido, Besch et al. (1988) interpretan una mineralogía residual con granate, anfíbol y plagioclasa para los magmas de Las Derrumbadas, y con ortopiroxeno, clinopiroxeno y plagioclasa para el Cerro Pinto. Por otra parte, y con base en la composición isotópica de Sr y Nd de las rocas y su correlación con el contenido de sílice, se ha propuesto de manera muy general un origen para los magmas de Las Derrumbadas y Pinto por asimilación y cristalización fraccionada a partir de magmas basálticos provenientes del manto (Siebe y Verma, 1988; Besch et al., 1995), pero en estos trabajos no se discuten las notorias variaciones en los contenidos de elementos traza.

En resumen, las principales características del volcanismo silícico de la FVTM se pueden sintetizar de la siguiente manera: (1) En el Mioceno tardío ocurre un episodio exclusivamente riolítico y predominantemente efusivo en el sector occidental y central, en el área norte de la FVTM (Lámina 1). Las lavas son predominantemente peraluminosas (Figura 21). (2) En el Plioceno temprano, las rocas riolíticas coexisten con rocas más máficas. Se emplazan rocas piroclásticas con evidencia de mezcla inhomogénea de magmas (mingling) y suites bimodales. El volcanismo explosivo se vuelve más importante y dominan las composiciones metaluminosas y peraluminosas (Figura 21). (3) En el Plioceno tardío(?)-Cuaternario se generan magmas peralcalinos asociados a volcanismo máfico alcalino-sódico en los extremos oriental y occidental, en este último coexiste con volcanismo metaluminoso y peraluminoso. En el sector central y oriental el volumen mayoritario es de carácter peraluminoso (Figura 21). El volcanismo riolítico aparentemente está más localizado: graben Tepic-Zacoalco en el sector occidental, un área reducida en el sector central (Los Azufres), y la extensa área comprendida por Los Humeros-cuenca de Sedán-Oriental, así como otras manifestaciones menores al NW de ésta (Lámina 1). (4) Entre el Mioceno tardío y el Cuaternario, el volcanismo riolítico del sector occidental se ha concentrado en el área del graben Tepic-Zacoalco, en la zona más alejada a la trinchera. En el área de Guadalajara (sector occidental) y en los sectores central y oriental se observa una migración en el tiempo hacia la trinchera (Lámina 1). (5) Los procesos de asimilación cortical o anatexis han sido importantes en el sector central y oriental, como lo indican las composiciones isotópicas más radiogénicas (Figura 22), pero no han sido claramente demostrados en el sector occidental. Esto podría deberse al poco contraste isotópico entre las rocas del manto y del basamento cortical en este sector dominado por las secuencias del terreno Guerrero.

Figura 22. Variación espacial de la composición isotópica de Nd para rocas de los centros riolíticos de la Faja Volcánica Transmexicana. Datos isotópicos de Mahood y Halliday (1988); Verma y Nelson (1989); Verma et al. (1991); Besch et al. (1995); Verma (2000b, 2001a, 2001b, 2001c); Maldonado- Sánchez y Schaaf (2005). LN: Las Navajas, LP: La Primavera, CVA: campo volcánico de Acatlán, Am: caldera de Amealco, Hu: caldera de Huichapan, Ac: caldera de Acoculco, LH: caldera de Los Humeros, CO: cuenca de Oriental.

 

4. Modelos tectónico-petrogenéticos

La diversidad composicional de un arco magmático depende de un gran número de componentes y procesos cuya interacción e importancia relativa es, con frecuencia, difícil de reconocer y evaluar. En efecto, las evidencias petrológicas y geológicas con las que contamos en la actualidad indican que, en el escenario más complejo, los magmas emplazados en la superficie pueden representar mezclas entre una gran variedad de materiales geológicos: (1) magmas derivados de la fusión parcial del manto litosférico y/o astenosférico cuya composición original puede ser heterogénea; (2) fluidos provenientes de la deshidratación de la placa oceánica y/o de los sedimentos subducidos; (3) magmas provenientes de la fusión parcial de los sedimentos y/o de la placa oceánica; (4) magmas derivados de la fusión parcial de la corteza continental, cuya composición puede ser extremadamente variable. Esta diversidad de componentes puede producir una plétora de composiciones en los magmas resultantes. Sin embargo, la importancia relativa de cada uno de ellos dependerá estrechamente de las condiciones geológicas y tectónicas que gobiernan la estructura térmica y el régimen de esfuerzos en el arco; y cuyas variaciones controlan la generación, el ascenso y el emplazamiento de los magmas en la superficie. De hecho, factores como la edad de la placa subducida, la velocidad de convergencia, el ángulo de subducción, el espesor de la corteza continental, y el régimen tectónico que opera en la placa superior, son los factores responsables de que cada uno de los componentes disponibles participe en mayor o menor medida en la petrogénesis magmática. En otras palabras: aunque la mayor parte de los investigadores consideran que el magmatismo de arco involucra una suerte de reciclaje de materiales derivados del manto, de la placa que se subduce, y de la placa cabalgante, cada arco magmático presenta peculiaridades geoquímicas únicas que deben ser atribuidas a variaciones, a veces notables, a veces sutiles, de los factores y componentes mencionados anteriormente.

La FVTM, y por lo tanto la zona de subducción mexicana, ha sido vista y descrita por largo tiempo como una extravagancia dentro del espectro petrológico de los arcos magmáticos del planeta. En realidad no podía ser de otra forma. A nuestro juicio no existe ningún otro arco magmático activo en donde exista tal variabilidad de factores tectónicos, geológicos y estructurales operando de forma simultánea. La zona de subducción mexicana está controlada por dos placas oceánicas independientes que varían en edad, composición, velocidad y ángulo de subducción a lo largo de la trinchera mesoamericana, y cuya individualización estuvo ligada a un complejo proceso de fragmentación de la antigua placa de Farallón. En ese sentido, todas las condiciones que gobiernan la estructura térmica de la zona de subducción mexicana, la historia metamórfica de las placas subducidas, y por lo tanto las características de los agentes químicos derivados de la subducción, deben verse modifi cadas de forma paulatina a lo largo de la trinchera. Más aún, y como se mencionó anteriormente, el arco magmático se encuentra emplazado sobre una corteza continental que varía en edad, composición y espesor; y cada sector del arco se encuentra gobernado por un régimen estructural complejo que involucra fallamientos normales y laterales que han actuado en conjunto con el magmatismo gracias a la acción de un complejo régimen de esfuerzos. Por si fuera poco, el régimen tectónico convergente, y en consecuencia el arco magmático, no parecen haber evolucionado de forma homogénea y constante a lo largo de su historia. Gracias a que la resolución estratigráfica ha mejorado año con año es claro que el magmatismo de arco ha sufrido modificaciones notables en su geometría y composición a lo largo de su historia. Estas variaciones han dado lugar a migraciones del frente volcánico, y a que distintos componentes en subducción hayan sido transferidos a las rocas volcánicas en las distintas etapas evolutivas.

Debido a la multiplicidad de componentes y procesos involucrados no es de sorprender que el origen y la evolución petrológica de la Faja Volcánica Transmexicana hayan estado bajo discusión por más de un siglo, de manera particularmente intensa durante la segunda mitad del siglo XX, y que las controversias se extiendan hasta nuestros días. Las teorías que han sido propuestas para explicar el origen del magmatismo están todavía lejos de encontrar consenso, y por lo tanto deben ser vistas como un reflejo tangible de la complejidad a la que se han enfrentado los investigadores a lo largo de los años.

Las primeras observaciones e interpretaciones científicas de los volcanes mexicanos fueron realizadas por el gran naturalista alemán Alexander von Humboldt (von Humboldt, 1808). Humboldt describió la alineación de los grandes volcanes mexicanos, a lo largo del paralelo 19° N, como el producto de una zona de debilidad cortical que atravesaba el continente de oriente a occidente. Aunque los avances en los estudios tectónicos y estratigráficos más recientes no han encontrado evidencias claras de esta gran discontinuidad tectónica, la hipótesis de Humboldt fue muy popular por un largo periodo de tiempo: fue recogida, adaptada y extendida por diversos autores durante la década de los cincuenta, y siguió cosechando adeptos hasta mediados de los años setenta. Por esos años, algunos autores consideraron al Eje Neovolcánico (nombre que solía recibir la FVTM durante la primera mitad del siglo XX) como la prolongación de la zona de fractura de Clarion del Pacífico oriental (Menard, 1955; Mooser y Maldonado-Koerdell, 1961). Estos autores asumían que las islas Revillagigedo representaban la expresión volcánica más occidental del arco. Más tarde, Mooser (1972) consideró la existencia de una gran “geosutura” pre-Paleozoica debajo del arco que estaría dividiendo a dos grandes bloques cratónicos, y que habría sido reactivada por el proceso de subducción a lo largo de la margen pacífica. En este modelo, el magmatismo estaría relacionado con un calentamiento diferencial debajo de esta gran “geosutura”. Por su parte, Gastil y Jensky (1973) consideraron también la existencia de una falla dextral bajo la FVTM como una continuación natural del sistema transcurrente del Golfo de California.

Con el advenimiento y la aceptación de la tectónica de placas como el principal paradigma de la geología moderna, y a partir de la segunda mitad de la década de 1970, la gran mayoría de los investigadores consideraron que el magmatismo en la FVTM debía estar de alguna manera relacionado con la subducción de las placas de Cocos y de Rivera debajo de la placa de Norteamérica (Urrutia- Fucugauchi y del Castillo, 1977; Urrutia-Fucugauchi y Böhnel, 1987; Pardo y Suárez, 1993; Pardo y Suárez, 1995). En la actualidad, la mayor parte de la comunidad científica acepta que la falta de paralelismo del arco magmático con respecto a la trinchera se debe a la variación en la geometría de las placas subducidas (Menard, 1978; Nixon, 1982; Urrutia-Fucugauchi y Böhnel, 1987; Pardo y Suárez, 1993; Pardo y Suárez, 1995). Sin embargo, diversos autores han reconocido que una importante proporción de las rocas emplazadas a todo lo largo del arco no muestran las características petrológicas que se esperaría encontrar en un ambiente tectónico convergente. Destaca sobre todo la presencia de rocas alcalinas y transicionales con patrones de elementos traza que no muestran las características típicas de la subducción, sino que son más semejantes a las observadas en zonas de vulcanismo intraplaca (islas oceánicas y rifts continentales). Se ha notado también que las rocas alcalinas de tipo intraplaca no se encuentran aisladas, o formando campos volcánicos independientes, sino que están invariablemente asociadas, tanto en el tiempo como en el espacio, a rocas calcialcalinas y alcalinas con características geoquímicas típicas de magmas de arco. Varias líneas de pensamiento han sido utilizadas para explicar el origen y la relación genética entre esta peculiar diversidad petrológica y, hasta la fecha, no parece existir un consenso general que unifique satisfactoriamente las hipótesis planteadas.

Por un lado, los trabajos de Luhr y Carmichael (1985a), Luhr (1997b), Wallace y Carmichael (1999) y Ferrari et al. (2001) sugieren una estrecha relación entre el proceso de subducción y la tectónica local para explicar el origen de ambas secuencias petrológicas. En estos modelos, los magmas con valores altos de LILE/HFSE se relacionan con un manto composicionalmente heterogéneo, aunque empobrecido y similar al manto de tipo MORB, que ha sido modificado metasomáticamente por efecto de fluidos derivados de la deshidratación de las placas de Cocos y de Rivera durante el proceso de subducción. Las rocas con valores bajos de LILE/HFSE estarían, en contraste, asociadas a la migración de un manto astenosférico enriquecido (tipo OIB), que no ha sufrido modificaciones significativas por el proceso de subducción, y que probablemente se funde gracias a un régimen tectónico extensional que opera en las inmediaciones del arco. Este manto enriquecido podría provenir de la zona del trasarco (Luhr, 1997b; Wallace y Carmichael, 1999), pues las rocas volcánicas alcalinas emplazadas en la FVTM tienen composiciones semejantes a las emplazadas en la provincia de Cuencas y Sierras de México (Luhr et al., 1989a). Estos modelos sugieren la existencia de al menos dos mantos composicionalmente diferentes debajo del arco mexicano que probablemente se funden gracias a la acción conjunta de dos mecanismos distintos (descompresión adiabática y metasomatismo asociado a la subducción).

Por el contrario, otros autores han sugerido la existencia de un manto isotópicamente heterogéneo, aunque enriquecido y similar al que da origen a los OIB, cuya fusión por descompresión adiabática genera magmas primitivos sin señales apreciables de subducción (Márquez et al., 1999a; Verma, 1999; Sheth et al., 2000; Verma, 2000a; Verma, 2000b; Verma, 2002). En estos modelos, las rocas más evolucionadas, que invariablemente presentan características geoquímicas de arco magmático, tendrían su origen en un proceso de contaminación y/o fusión cortical y por lo tanto no reflejan las contribuciones de la placa oceánica que se subduce. Algunos autores han planteado incluso que el proceso de fusión de este manto enriquecido podría estar asociado a una pluma del manto (Moore et al., 1994; Márquez et al., 1999a). Mientras que Moore et al. (1994) restringen la presencia de una pluma al bloque Jalisco, el modelo de Márquez et al. (1999b) sugiere que todo el arco podría estar influenciado por la presencia de una pluma del manto y la acción conjunta de un sistema de rift que se ha propagado paulatinamente hacia el oriente desde el Mioceno. Estos modelos han sido criticados por Ferrari y Rosas-Elguera (1999) y Ferrari et al. (2001) quiénes señalaron que la mayoría de las supuestas rocas de tipo OIB del occidente de México presentan las anomalías negativas de Nb típicas de magmas de arco, que no parece existir una progresión en la edad del vulcanismo de tipo OIB hacia el oriente de México, ni tampoco se verifica un levantamiento topográfico tan notable como el que se esperaría encontrar con la influencia de una pluma del manto. En su réplica Márquez et al. (1999a) defienden su modelo argumentando que las anomalías negativas de Nb no necesariamente refl ejan un ambiente en subducción, y que la ausencia de un levantamiento topográfico notable se debe a que la pluma se ha expandido lateralmente.

Aunque el modelo de pluma no parece haber conseguido muchos adeptos [por ejemplo ver las discusiones planteadas por Siebe et al. (2004a)], algunos autores encuentran todavía difícil explicar la variedad petrológica de la FVTM dentro de un simple sistema de arco magmático. Destacan sobre todo los estudios geoquímicos detallados que Verma y colaboradores han realizado en diversos campos volcánicos a lo largo y ancho de la FVTM, desde el Mioceno hasta el Cuaternario (Verma y Aguilar y Vargas, 1988; Verma et al., 1991; Verma, 1999; Verma, 2000a; Verma, 2000b; Verma, 2001a; Verma, 2001b; Verma, 2001c; Verma, 2002; Verma y Carrasco-Núñez, 2003; Verma y Hasenaka, 2004). En la mayor parte de estas publicaciones, Verma y colaboradores han seguido una línea de pensamiento semejante para desestimar la influencia de la placa subducida en el magmatismo. La desaparición de los hipocentros a una profundidad de ~70 km, y la consecuente inexistencia de una zona de Wadati-Benioff bien definida debajo del arco, han sido interpretados por estos autores como evidencias de que el vulcanismo de la FVTM no está asociado a la placa oceánica en subducción. De hecho, se ha mencionado que las extrapolaciones de la placa de Cocos hacia profundidades de ~100 km sugeridas por Pardo y Suárez (1995) son, por lo menos, especulativas, si no es que completamente erróneas (Verma, 2001a). Verma (2002) ha argumentado que si la placa permanece a baja profundidad hasta las inmediaciones del arco, sería difícil que alcanzara las condiciones térmicas necesarias para influenciar la producción de magmas en la FVTM. Sin embargo, el vulcanismo en el centro de México es claramente activo y prolífico, y además está asociado con un flujo calorífico elevado. Verma también nota que la composición química de las rocas volcánicas más primitivas del arco no presenta señales apreciables de subducción, y son de hecho muy distintas a las observadas en rocas volcánicas primitivas de arcos magmáticos maduros y bien desarrollados (Verma, 2000a; 2002). En efecto, cuando se compara la composición de las rocas volcánicas de la FVTM con las rocas de América Central, por ejemplo, es evidente que ambos arcos divergen considerablemente en las relaciones LILE/HFSE, a pesar de que es la misma placa de Cocos la que subduce a ambos segmentos de la trinchera mesoamericana (Verma, 2002). Pero tal vez el argumento más usado por Verma y colaboradores resulta al comparar las composiciones isotópicas de Sr, Nd y Pb de las rocas mexicanas con lo que se debería esperar en una mezcla simple entre la corteza oceánica alterada y los sedimentos que la sobreyacen, muestreados ambos en el sitio DSDP 487 (Figura 18). La figura muestra que mientras las rocas del frente volcánico de América Central despliegan una tendencia hacia esta mezcla binaria (Feigenson y Carr, 1986; Feigenson et al., 2004), las rocas mexicanas tienen valores menores de 87Sr/86Sr a valores semejantes de 143Nd/144Nd, se grafican alejadas del modelo de mezcla entre esos dos componentes, y en general se sobreponen a los valores observados en las rocas del trasarco centroamericano. Esta característica ha sido tomada por Verma (1999, 2000a, 2002) como un argumento contundente para desestimar la participación de la placa oceánica en la petrogénesis de la FVTM, y aunque algunos autores han cuestionado la representatividad de la corteza oceánica alterada muestreada en el sitio DSDP 487 (Gómez-Tuena et al., 2003), también hay que decir que esta divergencia representa todavía una importante dificultad para aquellos que pretenden encontrar las contribuciones isotópicas de la subducción en el arco mexicano.

De cualquier forma es claro que para Verma y colaboradores la FVTM no es un arco magmático continental ya que, bajo su punto de vista, no presenta ni las características tectónicas ni las composiciones geoquímicas que se deberían observar en un régimen convergente. En cambio, Verma y colaboradores sugieren que el magmatismo en la FVTM es el producto directo de un sistema activo de rift continental que opera en el centro de México, cuya expresión tectónica está representada por una notable extensión intra-arco y el consecuente fallamiento normal, y en donde la expresión magmática primitiva estaría íntimamente relacionada con fusión directa del manto durante su ascenso y descompresión adiabática (Verma y Aguilar y Vargas, 1988; Verma et al., 1991; Verma, 1999; Verma, 2000a; Verma, 2000b; Verma, 2001a; Verma, 2001b; Verma, 2001c; Verma, 2002; Verma y Carrasco-Núñez, 2003; Verma y Hasenaka, 2004). La composición de algunos de los magmas más primitivos es, de hecho, semejante a la que se observa en sistemas magmáticos intraplaca (rifts continentales e islas oceánicas). En estos modelos, las rocas más evolucionadas (con señales geoquímicas típicas de arco magmático) estarían fuertemente influenciadas por procesos de contaminación o fusión cortical y no tendrían la influencia de la placa oceánica (Verma, 1999; Verma, 2002).

Aunque los trabajos de Verma y colaboradores representan una contribución importante a nuestra forma de entender el magmatismo de la FVTM, también es cierto que el modelo de rift continental ha cobrado muy pocos partidarios (Ferrari y Rosas-Elguera, 1999; Siebe et al., 2004a). La gran mayoría de los autores que se han dedicado a la petrología y geoquímica de las rocas volcánicas en el arco mexicano se inclinan a pensar que la FVTM debe estar influenciada, en mayor o menor medida, por las placas oceánicas en subducción. Por supuesto, integrar todas las peculiaridades tectónicas y petrológicas de la FVTM dentro de un modelo clásico y simple de arco magmático (como si fuera, por ejemplo, un arco insular del Pacífico occidental) está irremediablemente condenado al fracaso, porque en realidad no existe ninguna condición geológica que los haga semejantes, a no ser, evidentemente, la existencia de una zona de subducción. Por este motivo también hay que decir que las interpretaciones que se han inclinado hacia un origen primario de subducción tampoco están exentas de limitaciones y controversias.

Los estudios petrológicos realizados por el grupo de la Universidad de Berkeley han sido, tal vez, los portadores de las evidencias más contundentes para explicar el origen de las secuencias magmáticas dentro de un contexto de arco magmático. Los trabajos de este grupo, resumidos extraordinariamente en una de las contribuciones más completas sobre el magmatismo andesítico de la FVTM (Carmichael, 2002), muestran que la diversidad mineralógica y la cristalinidad observada en las rocas volcánicas es un reflejo directo de la cantidad de agua disuelta en los magmas. Diversas evidencias confirman que una buena parte del agua incorporada en estos magmas debe provenir de su fuente en el manto. Por ejemplo, Blatter y Carmichael (1998a) reportan la presencia de rocas andesíticas ricas en agua que traen consigo nódulos de peridotita con hornblenda, indicando claramente que al menos una porción del manto debajo del arco debe encontrarse considerablemente hidratado. La presencia de agua y otros compuestos volátiles (CO2, S, Cl) en la fuente mantélica de algunos magmas basálticos del arco ha sido confirmada con estudios geoquímicos recientes realizados en inclusiones vítreas de olivinos primitivos (Fo85-90) (Cervantes y Wallace, 2003a; Cervantes y Wallace, 2003b). Estas inclusiones (pequeñas muestras de magma basáltico que quedó atrapado dentro de los olivinos al momento de su cristalización) presentan concentraciones de agua que varían entre 1.3% y 5.2% e incorporan también contenidos apreciables de elementos móviles en fluidos acuosos, desplegando los típicos valores altos en las relaciones LILE/HFSE de los magmas de arco. La presencia de agua, y la incorporación de cantidades apreciables de LILE y otros volátiles en las inclusiones más primitivas, es atribuida por estos investigadores a la deshidratación de la placa subducida y al reciclaje de elementos volátiles hacia el manto.

En su conjunto, las evidencias vertidas por los autores citados parecen confirmar la presencia de un manto parcialmente hidratado que da origen a rocas igualmente ricas en agua y otros volátiles. Estas evidencias, aunadas a varios años de estudios experimentales en las rocas mexicanas, han llevado a algunos investigadores a sugerir la posibilidad de que ciertos magmas andesíticos ricos en agua puedan provenir, incluso, de la fusión parcial directa del manto en condiciones de hidratación cercanas al límite de saturación con agua (~16%) a 1 GPa (Blatter y Carmichael, 2001). Aunque a primera vista estas interpretaciones parecerían discretas, en realidad tienen implicaciones importantes para nuestra forma de entender a la FVTM, y al magmatismo de arco en general, pues indican que la fusión parcial del manto no necesariamente produce magmas basálticos, como generalmente se asume, sino que es posible también generar rocas mucho más ricas en SiO2, siempre y cuando exista una gran cantidad de agua disponible en la fuente mantélica. Tal vez no sería redundante mencionar que el único lugar en donde el manto puede encontrarse tan hidratado es en un régimen tectónico convergente. Por lo tanto, si estas hipótesis son correctas, entonces la estrategia que se ha seguido tradicionalmente para confirmar las evidencias geoquímicas de la subducción en las rocas del arco mexicano, es decir, analizar los basaltos más primitivos, sólo nos ha permitido ver una parte pequeñísima del problema y hacer interpretaciones que son, por lo menos, incompletas.

La participación de la corteza continental como parte esencial del magmatismo en la FVTM ha sido tradicionalmente mencionada y documentada desde los estudios clásicos de Wilcox (1954). En efecto, la presencia de xenolitos y xenocristales en claro desequilibrio químico con el magma que los contiene (Blatter y Carmichael, 1998b), y la evolución temporal de algunos magmas primitivos hacia composiciones más diferenciadas e isotópicamente enriquecidas (McBirney et al., 1987), son evidencias inapelables de que los magmas en ascenso interactúan con los niveles superiores de la corteza. Sin embargo, todavía es incierto qué tanto influye esta contribución en la composición química del arco en general, y en qué medida la corteza continental es capaz de enmascarar las posibles contribuciones de la placa oceánica. En efecto, aunque localmente ha sido posible observar correlaciones directas entre el enriquecimiento isotópico y el grado de diferenciación magmática (McBirney et al., 1987; Chesley et al., 2002), lo cierto es que este tipo correlaciones no siempre se observan, y en muy contadas ocasiones ha sido posible identificar el origen y la composición del componente que supuestamente está siendo asimilado por los magmas. Esto ha propiciado que muchas veces la composición del contaminante cortical haya tenido que ser inferida, y que los modelos hayan tenido que ser adaptados para coincidir con un proceso de asimilación (Verma, 1999; Verma, 2000b; Verma, 2001a). Por otro lado, otros autores han simplemente desestimado que las rocas más evolucionadas del arco puedan tener su origen en un proceso de asimilación y cristalización fraccionada. Por ejemplo, Straub y Martín- Del Pozzo (2001) observaron que la evolución magmática del Popocatépetl (como la de todos los grandes estratovolcanes mexicanos) es a través de un proceso de mezcla de magmas, y haciendo uso de cálculos termodinámicos simples, llegan a la conclusión de que se requeriría invocar la presencia de un volumen de cúmulos máficos similar al de todo el estratovolcán para explicar el origen de las rocas más evolucionadas por medio de contaminación cortical. Por estos motivos, y aunque los estudios realizados hasta la fecha indican que la interacción de los magmas con la corteza continental parece ser en gran medida un fenómeno inevitable, también es cierto que sigue siendo muy difícil reconocer su contribución específica, dado que todavía no conocemos con certeza las características del basamento que subyace al arco, los niveles corticales en donde ocurre esta asimilación, y todavía desconocemos mucho sobre el mecanismo fisicoquímico específico que gobierna esa supuesta contaminación.

Algunos estudios geoquímicos más modernos no solamente han buscado determinar las contribuciones relativas derivadas de la subducción y de la corteza continental, sino que también han intentado determinar y cuantificar los componentes geológicos específicos involucrados, e inferir los mecanismos físicos que actúan como agentes de reciclaje geoquímico. La cuantificación certera de estos procesos requiere hoy en día de datos geoquímicos abundantes y precisos, en secuencias volcánicas bien caracterizadas, pues gracias a ellos es posible hacer algunas inferencias directas sobre los procesos tectónicos que gobiernan las variaciones composicionales del arco en el tiempo y en el espacio. En un estudio sobre el magmatismo de la porción más oriental de la FVTM, en el área de Palma Sola, Gómez-Tuena et al. (2003) encuentran variaciones temporales en las características geoquímicas de los componentes provenientes de la placa oceánica que han sido inyectados hacia el manto desde el Mioceno medio hasta el Cuaternario. Estos autores señalan que las manifestaciones más tempranas de vulcanismo asociado a la FVTM estuvieron influenciadas por magmas derivados de la fusión parcial de la corteza oceánica subducida. Varias secuencias volcánicas del Mioceno medio y tardío presentan características geoquímicas semejantes a las denominadas adakitas (Figura 20), para las cuales se ha inferido un proceso de fusión parcial de la placa oceánica (Kay, 1978; Defant y Drummond, 1990). Gómez-Tuena et al. (2003) reconocen también que las etapas subsecuentes de vulcanismo en la región de Palma Sola provienen de una zona relativamente más profunda y enriquecida del manto, pero que la señal de arco tiene todavía una influencia muy clara de fusión de los sedimentos subducidos. En cambio, en las etapas más recientes, el magmatismo no presenta contribuciones importantes de la subducción, y en cambio parece estar fuertemente influenciado por un proceso de contaminación con la corteza superior local. Para explicar estas diferencias, los autores proponen un cambio gradual en las condiciones geométricas de la placa oceánica en subducción: las etapas más tempranas estarían asociadas a una subducción subhorizontal, o de muy bajo ángulo, que paulatinamente ha ido hundiéndose hasta ubicarse en su posición actual. La variación en el ángulo permite variaciones en el comportamiento térmico y metamórfico de la placa subducida, que se reflejan en la transferencia de distintos componentes de subducción hacia el manto, y cuya expresión geológica se vería manifestada en una migración del vulcanismo de arco hacia posiciones más cercanas a la trinchera.

La diversidad petrológica del arco magmático ha propiciado la generación de modelos más complejos que involucran no solamente las evidencias geoquímicas y petrológicas, sino también la evolución geológica y tectónica del régimen convergente. En ese sentido, el estudio de Ferrari (2004) propone una hipótesis novedosa que, de confi rmarse, vendría a reconciliar muchas de las controversias que han sido planteadas a lo largo de los años. Haciendo un análisis detallado de la geología y estratigrafía volcánica de la FVTM, y gracias a la gran cantidad de fechamientos reportados en varias décadas de investigaciones, Ferrari (2004) descubre la existencia de un importante pulso magmático máfico, que migra desde el occidente hacia el oriente entre los ~11.5 y los ~6 Ma, y que geográficamente se ubica hacia el límite septentrional del arco magmático (Figura 2b). El autor interpreta este pulso máfico como la expresión volcánica de un fenómeno de rompimiento de la losa oceánica (slab detachment), que comenzó a desarrollarse en la boca del Golfo de California durante el Mioceno tardío, en el momento de que la Dorsal del Pacífico Oriental colisionó contra la placa de Norteamérica, y cuya traza se propagó gradualmente hacia el oriente. El rompimiento de la placa oceánica, y la consecuente introducción de manto astenosférico para rellenar el espacio que repentinamente quedó libre, debieron fomentar un calentamiento transitorio del manto superior y promover su fusión parcial. En ese sentido (Ferrari, 2004) atribuye la notable aparición de rocas con características intraplaca a la infiltración de manto astenoférico, químicamente enriquecido, 3-5 Ma después del paso de la ventana tectónica debajo del arco. De esta forma, el manto debajo del arco mexicano actual estaría conformado por dominios químicamente enriquecidos (fuente de los magmas intraplaca) y empobrecidos (fuente de los magmas de arco) que pueden fundirse de forma simultánea.

 

5. Algunas perspectivas de investigación

A lo largo de este trabajo hemos tratado de mostrar la mayor parte de las evidencias que, a nuestro juicio, son relevantes para comprender el origen de la FVTM de una manera integral. Hemos intentado reunir la información geológica y estratigráfica con las evidencias geofísicas y geoquímicas, pero también reconocemos la existencia de un cierto sesgo al destacar aquellas evidencias con las que estamos más familiarizados: la geoquímica y la geología de campo. El comentario está encaminado a subrayar la relevancia que podría tener el estudio de una región tan compleja como la FVTM si lográramos acercarnos a ella de una forma verdaderamente interdisciplinaria. Las publicaciones que hemos revisado aquí muestran un elevado nivel de especialización, pero todavía son muy pocos los investigadores que logran trascender el campo de su especialidad y acercarse a colaborar con académicos de otras disciplinas. Por estos motivos creemos que la perspectiva más alentadora y fructífera para el estudio del arco mexicano, y probablemente también para el resto del planeta, aparecerá cuando geólogos, geofísicos y geoquímicos trabajen en conjunto y aborden los cuestionamientos que por sí solos no han sido capaces de resolver. Basten aquí solamente algunos ejemplos que podrían encaminar las investigaciones futuras.

Las señales geoquímicas que observamos en los magmas de arco dependen fuertemente de la estabilidad mineralógica de la placa oceánica que subduce y del manto que la rodea. Esta estabilidad de fases está a su vez controlada por la presión y la temperatura que logren alcanzar la placa y el manto en la zona de subducción. El registro sísmico de la placa de Cocos se desvanece antes de llegar a las inmediaciones de la porción central y oriental del arco, y hasta el momento no conocemos con certeza si la placa se hunde hasta los supuestos ~100 kilómetros de profundidad (Figura 4), si continúa con su trayectoria subhorizontal, o si se encuentra truncada debajo del arco. Por este motivo un ejercicio de tomografía sísmica detallada es un requerimiento indispensable para el centro de México. Pero también es necesario que en la reducción y el modelado numérico de los datos se tenga un enfoque geológico y geoquímico que permita reconciliar las observaciones experimentales y de campo con los resultados geofísicos.

Distinguir de manera certera las contribuciones de la placa oceánica de aquellas derivadas de la corteza continental requiere que conozcamos con precisión las características de los componentes involucrados en la petrogénesis magmática. Sin embargo, nuestro conocimiento sobre la composición y espesor de la loza oceánica que está siendo subducida se restringe hoy en día a una sola perforación profunda (sitio DSDP 487), y a unos cuantos perfiles sísmicos y gravimétricos. La edad de las placas y el espesor de la cobertura sedimentaria muestran variaciones considerables a lo largo de la trinchera, y hasta el momento desconocemos las contribuciones específicas de estos componentes a la zona de subducción. De manera similar, la corteza continental sobre la cual está emplazado el arco también sufre modificaciones notables en su estructura y composición, y la falta de información certera en parámetros tan importantes como el espesor cortical o la geología del basamento hacen que los modelados petrogenéticos sigan siendo demasiado especulativos. La conjunción de geólogos, geoquímicos y geofísicos es evidentemente indispensable para poder resolver estas incertidumbres.

El reconocimiento de que la variedad química de las rocas ígneas emplazadas en el arco es un reflejo de un manto composicionalmente heterogéneo ha sido un tema por demás recurrente en las investigaciones del arco. Sin embargo, el origen de estas heterogeneidades y la forma en que han sido reconocidas no están exentos de limitaciones y controversias. Por ejemplo, es tradición asumir que las diferencias en los elementos mayores de las rocas más primitivas, así como las concentraciones y relaciones entre elementos insolubles en fluidos acuosos (por ejemplo, los HFSE), deben ser un reflejo de las heterogeneidades de la fuente mantélica. Las variaciones en la composición isotópica de las rocas primitivas también han sido utilizadas con esta perspectiva. Sin embargo, hoy en día se reconoce que los elementos mayores varían en función de una gran cantidad de parámetros que son difíciles de modelar y cuantificar, que los HFSE pueden movilizarse en un régimen de subducción si el mecanismo de transporte no es un fluido sino un magma derivado de la fusión parcial de la loza oceánica basáltica y/o de los sedimentos que la cubren, y que la composición isotópica de Sr, Nd y Pb es particularmente sensible a las contribuciones provenientes de la placa oceánica y de la corteza continental. Por esta razón, no es del todo claro que las herramientas geoquímicas tradicionales reflejen en efecto una heterogeneidad inherente al manto ya que también podrían estar influenciadas por el régimen de subducción, el manto sublitosférico o la placa continental. Más aún, la posibilidad de que al menos algunas de las rocas más evolucionadas puedan tener un origen mantélico primario ofrece una perspectiva que merece ser explorada con mayor detalle. Resolver estas ambigüedades está lejos de ser un hecho trivial. Baste mencionar que la gran mayoría de las hipótesis tectónicas planteadas para explicar el origen de la heterogeneidad del manto (i. e., rift continental, pluma del manto, convección del trasarco, truncamiento de la placa, etc.) dependen de que su caracterización sea acertada.

La caracterización de la composición química y mineralógica de las rocas del arco mexicano ha tenido un avance notable en las últimas décadas. Hoy en día conocemos con bastante precisión el comportamiento de los elementos mayores en el arco, estamos al tanto de sus ensambles mineralógicos más comunes, y tenemos una visión más o menos certera del comportamiento de algunos de los elementos traza más importantes. También hemos avanzado mucho en la caracterización de los sistemas isotópicos más notables (Sr, Nd y Pb). Utilizando estos datos hemos reconocido que las rocas del arco mexicano rompen con los paradigmas establecidos en otros arcos magmáticos del planeta, pero también nos hemos dado cuenta que para explicar satisfactoriamente estas discrepancias debemos echar mano de herramientas más modernas y sofisticadas. En efecto, hoy más que nunca debemos ser capaces de elaborar hipótesis y modelos más complejos que tengan como base los avances geológicos y petrológicos obtenidos en los últimos años, pero que también aprovechen las posibilidades que brindan las nuevas tecnologías. En ese sentido, debemos profundizar en la caracterización precisa de los elementos traza, incluyendo aquellos cuya determinación se veía obstaculizada por los altos límites de detección de los instrumentos o por las dificultades en la preparación de las muestras (por ejemplo, Li, Be, B, Tl, Ta, Hf, Sb). También requerimos más y mejores datos de los sistemas isotópicos tradicionales, especialmente Pb, cuyo potencial está apenas comenzando a ser reconocido; pero al mismo tiempo necesitamos explorar otros sistemas isotópicos cuya utilidad está siendo demostrada en otros arcos magmáticos del mundo. Por ejemplo, el estudio de las series de decaimiento del U y Th es una herramienta invaluable para determinar los tiempos de residencia y transporte magmático. El fraccionamiento natural de los isótopos estables de O, Li, Cl y B nos ofrecerían una perspectiva sobre el mecanismo físico de transferencia de los elementos químicos. La geoquímica isotópica del Hf nos ofrecería una perspectiva distinta para reconocer las heterogeneidades mantélicas. Pero como en todas las ciencias, nuestra tarea debe ir mucho más allá de la simple recolección de nuevos datos y observaciones. Los notables avances en la petrología experimental, y los modelos matemáticos que describen el comportamiento de los elementos químicos durante los procesos magmáticos, ofrecen las herramientas conceptuales para modelar cuantitativamente las observaciones geoquímicas. En ese sentido, el ejercicio de cuantificar las contribuciones específicas al magmatismo debería emplearse con mucha mayor frecuencia para validar nuestras hipótesis.

 

Agradecimientos

Deseamos agradecer a Tania Norato Cortez y Carolina Muñoz Torres, quienes contribuyeron en la elaboración, compilación y revisión de la base de datos geoquímicos. También agradecemos a Susanne Straub por habernos dado acceso a su base de datos de rocas cuaternarias con la que complementamos la base de datos que aparece aquí. Agradecemos los acertados comentarios y la minuciosa revisión de Álvaro Márquez, Ángel Nieto-Samaniego y Peter Schaaf. L. Ferrari y T. Orozco-Esquivel contaron con el apoyo de dos proyectos de cooperación bilateral CONACyT-Consiglio Nazionale delle Ricerche (CNR, Italia) para la realización de este trabajo. A. Gómez-Tuena agradece el apoyo de CONACyT (proyecto 39785) para el estudio del magmatismo en la FVTM.

 

Referencias

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Manuscrito recibido: Abril 15, 2005
Manuscrito corregido recibido: Agosto 22, 2005
Manuscrito aceptado: Agosto 30, 2005

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen Conmemorativo del Centenario Temas Selectos de la Geología Mexicana Vol. 57, núm. 3, 2005, p. 187-225 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2005v57n3a1

El volcanismo tipo intraplaca del Cenozoico tardío en el centro y norte de México: una revisión

José Jorge Aranda-Gómez^1,*, James F. Luhr², Todd B. Housh³, Gabriel Valdez-Moreno⁴, Gabriel Chávez-Cabello⁴

¹ Departamento de Geología Económica, Instituto Potosino de Investigación Científica y Tecnológica, Apartado postal 3−74, San Luis Potosí, S. L. P., 78216, México. Domicilio actual: Centro de Geociencias, UNAM, Campus Juriquilla, Querétaro, Qro. 76230, México
² Department of Mineral Sciences, Smithsonian Institution, Washington, D. C. 20560, USA
³ Department of Geological Sciences, University of Texas at Austin, Austin, Texas 78712, USA
⁴ Posgrado en Ciencias de la Tierra, Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Apartado postal 1−742, Querétaro, Qro., 76001, México

* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it., This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

 

Resumen

El volcanismo tipo intraplaca (Oligoceno tardío-Cuaternario) ocurre en México tanto en regiones pertenecientes a la placa de América del Norte como sobre corteza oceánica de la placa del Pacífico. Los magmas extravasados a través de corteza oceánica formaron volcanes escudo voluminosos (Socorro: ~2 400 km³) ubicados sobre o cerca de dorsales abandonadas. Las rocas en las porciones subaéreas de los volcanes forman series contínuas y coherentes (Guadalupe) o conjuntos bimodales (Socorro). La cristalización fraccionada en cámaras magmáticas someras, a partir de magmas basálticos alcalinos, así como la asimilación de rocas alteradas por sistemas hidrotermales determinaron la composición elemental e isotópica de las rocas máficas e intermedias de Socorro. Las traquitas de Socorro al parecer fueron formadas por fusión parcial (5–10%) de un basalto alcalino. Fraccionamiento a partir de magmas traquíticos originó a las riolitas. Las rocas félsicas de Socorro también muestran evidencias de asimilación de rocas alteradas hidrotermalmente.

En la región continental existen numerosas localidades al norte de la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM). Este fenómeno es independiente de provincias volcánicas más antiguas, de límites entre provincias geológica/tectónicas actuales y de fronteras entre terrenos tectonoestratigráficos. Muchas rocas volcánicas de tipo intraplaca son alcalinas [i. e., grafican arriba de la línea FeO^t/MgO=(0.156 x SiO₂)-6.69 en el diagrama SiO₂ vs. FeO^t/MgO de Miyashiro (1974) y con valores elevados de TiO₂, Nb y Ta] y contienen xenolitos de peridotita provenientes del manto superior, y/o conjuntos de megacristales, y/o de granulitas feldespáticas provenientes de partes profundas de la corteza. La mayoría de los campos con xenolitos del manto se localizan en la porción meridional de la provincia Cuencas y Sierras, pero hay localidades que yacen en donde las fallas normales no son obvias o cuantitativamente importantes en la geología expuesta en la superficie. Algunos de los campos volcánicos de tipo intraplaca más voluminosos y extensos del norte de México fueron en parte simultáneos a fallamiento normal. En otros sitios los volcanes se encuentran alineados a lo largo de fallas normales regionales y/o sus productos están intercalados con gravas de relleno de graben. Sin embargo, en la mayoría de los casos, la relación entre extensión y magmatismo de tipo intraplaca es tenue. La ubicación de algunos campos sugiere que el ascenso de magmas de tipo intraplaca fue influenciado por fallas que delimitan dominios tectónicos regionales en el basamento y que tienen historias complejas.

Los procesos petrogenéticos dominantes en los magmas continentales asociados a extensión temprana (Oligoceno temprano-Mioceno), es decir aquella que sucedió inmediatamente después de un cambio de acortamiento ENE a extensión ENE a NE, difieren de aquellos en el Plioceno-Cuaternario. En las rocas de tipo intraplaca tempranas hay muestras similares en composición a las rocas más primitivas del Plioceno-Cuaternario. Sin embargo, es más común que las rocas antiguassean más diferenciadas y muestren evidencias claras de contaminación significativa con material cortical, mientras que en las rocas volcánicas jóvenes los vestigios de asimilación son sutiles o ausentes. Se cree que esto se debe a un cambio progresivo en las condiciones tectónicas y a la evolución térmica de la litósfera en la región. Al inicio de la extensión, la corteza estaba caliente debido a la etapa paroxísmica del volcanismo terciario asociado a subducción. Bajo estas circunstancias la transición frágil-dúctil en la corteza debió ascender, disminuyendo la posibilidad de que las estructuras frágiles (i. e., fallas normales) penetraran profundamente y formaran conductos adecuados para el ascenso rápido del magma. El movimiento lento de los magmas favoreció al proceso de asimilación y cristalización fraccionada y la segregación de los xenolitos de peridotita. Conforme se enfrió la corteza, las estructuras frágiles causadas por extensión ENE a NE penetraron más profundamente y los magmas sin contaminar llegaron rápidamente a la superficie con xenolitos del manto.

Las rocas de tipo intraplaca más subsaturadas en sílice en México son las nefelinitas del sur de San Luis Potosí. Asumiendo fuentes similares, compuestas por lherzolita de granate, la diferencia entre la composición de las nefelinitas y hawaiitas expuestas un poco más al norte ha sido explicada por un grado de fusión mayor para las segundas. Las rocas más evolucionadas en la región estudiada son las panteleritas y comenditas de Sonora, así como traquitas provenientes de Sonora, Chihuahua y Tamaulipas. Desgraciadamente se sabe poco de ellas. Cabe señalarse que en la región Oriental/Alcalina son relativamente comunes los ejemplos de rocas altamente diferenciadas. Las evidencias de extensión contemporánea al volcanismo en esta región son escasas o aun ausentes en comparación con el centro y noroeste de México.

Algunas de las rocas primitivas de San Quintín, B. C. tienen características geoquímicas que sugieren fusión parcial progresiva a presiones relativamente bajas dentro del manto (i. e., a partir de peridotitas de espinela). La geotermometría/geobarometría en los xenolitos de San Quintín indica temperaturas y presiones de equilibración significativamente más bajas que en el centro de México.

En muchos campos volcánicos de tipo intraplaca hay rocas máficas sin alterar con hiperstena en la norma que, aparentemente, son contemporáneas a rocas máficas alcalinas. Hasta ahora, este fenómeno no ha sido analizado en la literatura y solo para la región de Durango se ha argumentado que en las rocas máficas de tipo intraplaca con hiperstena hay componentes heredados de la subducción del Terciario medio que pudieron persistir en el manto y contribuir periódicamente a la formación de los magmas de tipo intraplaca.

En el área de estudio no se ha demostrado un cambio temporal en la fuente de los magmas de tipo intraplaca, de una porción relativamente somera del manto litosférico a una más profunda en la astenósfera, similar al propuesto en la porción norteamericana de Cuencas y Sierras. Al parecer el proceso de asimilación y cristalización fraccionada en los magmas de tipo intraplaca tempranos en México fue de tal magnitud que enmascara los rasgos geoquímicos heredados de las fuentes en el manto.

Palabras Clave: Rocas alcalinas, extensión, Cuencas y Sierras, xenolitos del manto, xenolitos corticales.

 

Abstract

Intraplate-type volcanism (late Oligocene-Quaternary) occurs in Mexico in regions that belong to the North American and Pacific plates. Magmas erupted through oceanic crust formed voluminous shield volcanoes (Socorro: ~2400 km³) located on or near fossil spreading ridges. Rocks in the subaerial part of the volcanoes form continuous and coherent rock series (Guadalupe) or bimodal sets (Socorro). Crystall fractionation of alkali basalt in shallow magma chambers and assimilation of hydrothermally altered rocks determined the elemental and isotopic composition of the mafi c and intermediate rocks of Socorro. Trachytes from Socorro were originated by 5-10% partial melting of alkali basalt. Crystal fractionation of a parental trachytic magma originated the rhyolites. Felsic rocks also show the evidence of assimilation of hydrothermally altered rocks.

Continental mafic intraplate–type volcanism (late Oligocene - Quaternary) is scattered throughout the region located north of the Mexican Volcanic Belt. This phenomenon is independent of older volcanic provinces, boundaries between today’s geologic/tectonic provinces, and limits among tectonostratigraphic terranes. Most intraplate–type volcanic rocks are alkalic [i. e. they plot above the FeO^t/MgO=(0.156 x SiO₂) - 6.69 line in the SiO₂ vs. FeO^t/MgO diagram of Miyashiro (1974) and have high TiO2, Nb, and Ta] and host peridotite xenoliths from the upper mantle, and/or megacrysts, and/or feldspathic granulite xenoliths from deep portions of the crust. Most volcanic fields with mantle xenolith are in the southern part of the Basin and Range Province, but there are localities in regions where normal faulting is minor or absent in the geology exposed at the surface. Some of the most extensive and voluminous intraplate–type volcanic fields in northern México were contemporaneous with normal faulting. In some areas volcanoes are aligned along regional normal faults and/or their products are interlayered with graben-fill gravel deposits. However, in most areas the tie between extension and volcanism is not evident. The locations of some volcanic fields suggest that magma ascent was influenced by regional faults. These basement structures have complex evolutions and they separate large tectonic domains.

Dominant petrogenetic processes in magmas associated to the first pulses of extension (early Oligocene - Miocene), those immediately after the change from ENE compression to ENE extension, are different from those manifested in Plio-Quaternary magmas. Volcanic fields associated with the earlier extension may contain primitive rocks, similar to those erupted by Plio-Quaternary volcanoes. However, older rocks are commonly more evolved and show clear geochemical evidence for assimilation of crustal material, whereas contamination is subtle or absent in younger intraplate-type suites. This is attributed to a gradual change in tectonic and thermal conditions in the crust in the region. During the early stages of extension (<33-30 Ma) the crust was hot as a consequence of the subduction-related mid-Tertiary ignimbrite flare up. This thermal condition raised the brittle-ductile transition and brittle structures (i. e., normal faults) were not able to propagate to deeper parts of the crust, preventing the formation of conduits for rapid magma ascent. The resulting slow magma ascent favored AFC processes and gravitational settling of dense xenoliths. As the crust cooled down, brittle structures caused by ENE to NE extension were able to propagate deeper and xenolith-bearing magmas reached the surface.

Nephelinites exposed in the southern part of San Luis Potosí are the most silica-undersaturated intraplate-type rocks in Mexico. Assuming a similar garnet-lherzolite mantle source, the difference between the nephelinites and hawaiites found a short distance north has been attributed to a larger degree of partial melting in the hawaiites. The most evolved samples in the studied area are pantellerites and comendites from Sonora, as well as trachytes from isolated occurrencees in Sonora, Chihuahua and Tamaulipas. Unfortunately, little is known about them. It is worth mentioning that highly evolved rocks are relatively common in the Eastern/Alkalic region. Compared to central and northwestern México, evidence of synvolcanic extension in this region is scarce or absent.

The chemical composition of some of the primitive rocks from San Quintín, B. C., suggests progressive fusion at relatively low pressures in the mantle (i. e., from spinel peridotite). Compared with samples from central México, the xenoliths from San Quintín yield signifi cantly lower temperatures and pressures.

Hypersthene-bearing, unaltered mafic rocks occur in many intraplate type volcanic fields and apparently were coeval with mafic alkalic volcanic products. This phenomenon has not been analyzed and only for hyperstene-normative mafic rocks of Durango, it has been argued that they inherited some components from the mid Tertiary, subduction-related activity. This mantle component may be occasionally melted and contribute to the intraplate type-magmas.

The temporal change in mantle sources, from shallow lithospheric mantle to deeper asthenospheric mantle, proposed for the United States portion of the Basin and Range has not been demonstrated in central México. It seems that the AFC processes in the early magmas of México mask some of the geochemical characteristics inherited from the mantle sources.

Keywords: Alkalic rocks, extension, Basin and Range, xenolith.

 

1. Introducción

Con base en el tipo de corteza sobre la que fueron extravasadas, las localidades de rocas volcánicas de tipo intraplaca en México pueden dividirse en dos grupos: oceá-nicas y continentales. Las localidades oceánicas son cinco islas desarrolladas en o cerca de dorsales abandonadas, en lo que ahora es la placa del Pacífico. Con la excepción de San Quintín, todas las localidades formadas sobre corteza continental se encuentran en la placa de América del Norte. Aunque San Quintín yace sobre corteza continental, este sitio ahora forma parte de la placa del Pacífico.

En la literatura, tradicionalmente se ha considerado la existencia de cuatro provincias magmáticas del Cenozoico en la parte continental del centro y norte de México. Estas son la provincia Oriental/Alcalina, la Sierra Madre Occidental, la provincia Californiana y la Faja Volcánica Transmexicana FVTM (véase recuadro en Figura 1). En los últimos 20 años se han estudiado campos volcánicos del Terciario tardío y Cuaternario distribuidos por toda la región continental al norte de la FVTM (Figura 1) que aquí proponemos como una quinta provincia magmática, sobrepuesta sobre aquéllas consideradas por autores previos (e. g., Demant y Robin, 1975; Ortega-Gutiérrez et al., 1992; Morán-Zenteno, 1994) y que llamamos la Provincia Extensional del Norte de México (PENM). Para facilitar y sistematizar la descripción de los datos incluidos en este artículo, dividimos a la PENM en las regiones Occidental/ Baja California, Cuencas y Sierras meridional y Oriental/ Alcalina (Figura 1).

En este artículo revisamos la información referente a los campos volcánicos de tipo intraplaca tanto oceánicos como continentales. Las islas son volcanes alcalinos de menos de 15 Ma de edad, formados sobre tholeiitas del piso oceánico. Con la excepción del Bernal de Horcasitas (K-Ar: ~28 Ma), las localidades continentales son del Mioceno o más jóvenes (<24 Ma), y están esparcidas en la PENM. Las rocas en estas localidades generalmente son máficas y en el diagrama SiO₂ vs. FeO^t/MgO de Miyashiro (1974) grafican arriba de la línea FeO^t/MgO=(0.156 x SiO₂)-6.69 (i. e., afuera del campo calcialcalino). Usualmente tienen afinidad alcalina (i. e., con [Ne], aunque en muchos campos volcánicos es común encontrar algunas rocas contemporáneas, sin alteración evidente, con algo de [Hy] o aún [Qtz]; nótese que las abreviaturas de minerales entre corchetes y en itálicas son componentes normativos, véase Tabla 1) y por sus características geoquímicas (contenidos elevados de TiO₂, Nb y Ta) y entorno geológico alejado de una margen convergente cuando se formaron, se les considera como productos de actividad magmática de tipo intraplaca. Este volcanismo generalmente es monogenético, fue extravasado por conductos centrales (conos de ceniza con derrames de lavas asociados, escudos de lava continentales y algunos maares aislados) y en ocasiones por erupciones fisurales pequeñas. En comparación con las provincias volcánicas de Demant y Robin (1975), la actividad de tipo intraplaca cubrió áreas pequeñas y discontinuas y los volúmenes extravasados fueron considerablemente menores.

Originalmente nuestro interés en el volcanismo de tipo intraplaca continental se derivó del hecho que en muchos sitios los magmas transportaron xenolitos del manto y/o de la parte profunda de la corteza (Aranda-Gómez y Ortega-Gutiérrez, 1987) y/o conjuntos complejos de megacristales (Aranda-Gómez y Luhr, 1993) que pueden o no ser accidentales respecto al magma huésped. Así mismo, un análisis casual de la distribución de estos campos volcánicos y de las fallas normales cenozoicas sugiere que la mayor parte de ellos se encuentran en una región que fue extendida en el Cenozoico medio y tardío y que Henry y Aranda-Gómez (1992, 2000) consideran como la porción meridional de la provincia de Cuencas y Sierras de América del Norte (Figura 1). Excepciones notables son San Quintín, las localidades en la región Oriental/Alcalina y dos localidades con xenolitos del manto en la FVTM (Figura 1).

En este artículo hacemos la revisión ordenando primero las localidades en función de si sobreyacen la corteza oceánica o continental. Después se considera su edad, ya que entre las localidades continentales hay diferencias significativas en la petrología de los magmas de tipo intraplaca emitidos al inicio de la extensión (Oligoceno tardío-Mioceno). Las localidades plio-cuaternarias continentales (<5 Ma) son ordenadas en función de su ubicación en las regiones de la PENM (Figura 1). En algunos sitios existen estudios sistemáticos de rocas de tipo intraplaca colectadas a través de todo el campo volcánico (e. g., Ventura-Espíritu Santo); en otros sólo hay investigaciones detalladas de uno o varios de los volcanes (e. g., Durango) y en otras regiones sólo se sabe que los magmas probablemente son de tipo intraplaca por su entorno regional, análisis químicos de muestras aisladas (Camargo) y/o por la presencia de xenolitos (Fresnillo) y/o megacristales (Metates).

Figura 1. Localización de los campos volcánicos con rocas de tipo intraplaca en la Provincia Extensional del Norte de México (PENM) y ubicación de las islas mencionadas en el texto. Las localidades continentales discutidas en este artículo están al norte de la FVTM y muchas de ellas tienen xenolitos del manto, de partes profundas de la corteza y/o megacristales. Las localidades con xenolitos del manto ubicadas en la FVTM son Valle de Bravo (VB) y Palma Sola (afuera del área cubierta por el mapa). La roca huésped en VB es una andesita (Blatter y Carmichael, 1998). También se muestra la localización del volcán Tres Vírgenes que es mencionado en el texto. FVTM=Faja Volcánica Transmexicana. Nótese que si se compara esta Figura con la Figura 1 en Aranda-Gómez y Ortega-Gutiérrez (1987), en aquélla hay varias localidades con xenolitos afuera de la FVTM que aquí no se incluyen. Los motivos son discutidos en el texto. Recuadro: Las cuatro provincias volcánicas propuestas por Demant y Robin (1975). Clave: 1=Californiana, 2=Sierra Madre Occidental, 3=Oriental y 4=Faja Volcánica Transmexicana.

Tabla 1. Símbolos para minerales (modales y normativos¹)

Ab	Albita	Eni	Enigmatita	Ns	Metasilicato de sodio
Acm	Acmita	Fa	Fayalita	Ol	Olivino
An	Anortita	FHd*	Ferrohedenbergita	OFT	Óxidos de Fe y Ti
Anf*	Anfíbol	Fo	Forsterita	Pgt	Pigeonita
Anor*¨	Anortoclasa	Grt	Granate	Pl	Plagioclasa
Ap	Apatito	Hbl	Hornblenda	Po	Pirrotita
Aug	Augita	Hy	Hiperstena	Qtz	Cuarzo
Bri*	Britholita	Ilm	Ilmenita	Sa	Sanidino
Bt	Biotita	Krs	Kaersutita	Sil	Silimanita
Calc	Calcedonia	Kspar*	Feldespato potásico	Spl	Espinela
Cpx	Clinopiroxeno	Lct	Leucita	TAug*	Titanaugita
Di	Diópsida	Mt	Magnetita	TMt*	Titanomagnetita
Egi	Egirina	Ne	Nefelina

T: Se emplean los símbolos recomendados por Kretz (1983), excepto en aquellos marcados con * (porque no son incluidos en la tabla de dicho autor). Los componentes normativos se citan en el texto del artículo con los mismos símbolos, con itálicas y entre paréntesis rectangulares.

2. Magmatismo oceánico

2.1. Isla Guadalupe

La petrología de esta localidad fue investigada por Batiza (1977), de donde resumimos la mayor parte de la información presentada. En Medina et al. (1989) y Siebert et al. (2002) se proporcionan algunos datos acerca de su actividad más reciente. Guadalupe está ubicada a aproximadamente 300 km al W de la costa de Baja California (Figura 1), cerca de la latitud 29°N y longitud 118°W y tiene una elevación máxima de 1 100 msnm. Su forma es alargada (N-S). La isla consiste de los vestigios erosionales de dos volcanes escudo que se traslapan parcialmente, siendo más joven el volcán ubicado al norte. En las cimas de los escudos existen calderas y sobre las laderas de los volcanes centrales están expuestos los productos de actividad lateral y fisural tardía, que también rellena parcialmente a las calderas. La isla yace sobre el eje de una dorsal fósil que es flanqueada por la anomalía 5B (~15.5 Ma). La edad de la actividad inicial que dio origen a los escudos es desconocida, pero las rocas más antiguas que han sido fechadas (K-Ar) son de 7±2 Ma. La actividad más reciente es considerada del Holoceno por Medina et al. (1989). Las lavas formadoras de los escudos, junto con los productos de la actividad tardía, forman una serie basalto alcalino-traquita, completa y coherente (Figura 2a). Todos los miembros intermedios –incluyendo hawaiita, mugearita y benmoreita– están presentes (Figura 2a). En general, las rocas de Guadalupe son pobres en fenocristales (<10%), pero hay algunas afíricas y otras fuertemente porfídicas. La mineralogía varía dependiendo de la composición de la roca. La paragénesis en los basaltos es: Ol+Pl+Aug+OFT (Tabla 1). En las hawaiitas, mugearitas y benmoreitas es similar: Ol+Pl+Aug+Ap+OFT±Krs (ausente en las lavas que originaron los escudos), sólo que los minerales tienen composiciones distintas, siendo la Pl más sódica y los minerales ferromagnesianos más ricos en Fe. La mineralogía en las traquitas es: Pl+Ol+Cpx+Bt+OFT±Anf±Kspar. Las rocas máficas alcalinas (Figura 3a) tienen aproximadamente entre 5 y 10% de [Ne] y la abundancia de Ti, K, Na, P, Rb, Sr, Zr y Tierras Raras ligeras (LREE por sus siglas en inglés) es comparable a aquella encontrada en otros muchos volcanes centrales ubicados en los flancos de dorsales activas. Las variaciones en composición química en la serie pueden modelarse con éxito mediante cristalización fraccionada de conjuntos de minerales similares a las paragénesis observadas en las rocas, a presiones entre 2 y 10 kbar, a partir de basalto alcalino como magma madre. Esta interpretación es apoyada por: la continuidad química dentro de la serie, las proporciones estimadas y sucesión temporal de los distintos tipos de roca en el sistema y por los valores relativamente homogéneos de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.70321–0.70330). La posición tectónica de la isla Guadalupe, sobre el eje de una dorsal fósil, tiene implicaciones importantes en cuanto a la escala de las heterogeneidades químicas e isotópicas en el manto y la geometría de las fuentes que alimentan a los sistemas de dorsales y volcanes centrales en sus flancos.

Figura 2. Clasificación de las rocas ígneas de tipo intraplaca de México de acuerdo con los criterios propuestos por Le Maitre et al. (2002). Los valores de SiO2 y Na2O + K2O se dan en peso por ciento. El campo gris en todas las gráficas cubre el área en donde grafican todas las muestras mexicanas de tipo intraplaca (n=455) hasta ahora reportadas, tanto en corteza oceánica como en corteza contiental. a) Muestras colectadas en localidades ubicadas sobre corteza oceánica (n=124). Los ejemplares provenientes de Socorro (n=90) tienen un arreglo claramente bimodal. El hueco composicional entre estos grupos es cubierto por algunas de las rocas provenientes de Guadalupe (n=13) y Bárcena (n=13). b) Muestras correspondientes al volcanismo intraplaca temprano (Mioceno) en áreas continentales (n=35). La mayoría de los ejemplares grafican en el área en donde tienden a concentrarse un gran número de muestras del Plioceno-Cuaternario. c) Todas las localidades del Plioceno-Cuaternario extravasadas sobre corteza continental (n=296). Nótese que, con excepción de los campos volcánicos señalados en la leyenda, el resto de las muestras tiende a agruparse cerca del campo correspondiente a las hawaiitas. Las variaciones en composición más extremas se encuentran en los campos enlistados. d) A pesar del traslape entre los grupos, las muestras colectadas en varios campos volcánicos del Plioceno-Cuaternario tienden a concentrarse en áreas relativamente bien definidas (e.g., Ventura, Moctezuma, Esperanzas). Abreviaciones empleadas: F=foidita; PB=picrobasalto; B=basanita (ol > 10%); T=tefrita (ol < 10%); PT=fonotefrita; TP=tefrifonolita; Ph=fonolita; Ba=basalto; TB=traquibasalto (hawaiita o traquibasalto potásico); BTA=traquiandesita basáltica (mugearita o shoshonita); TA=traquiandesita (benmoreita o latita); T=traquita (Qtz < 20%) o TD=traquidacita (Qtz > 20%); AB=andesita basáltica; A=andesita; D=dacita; R=riolita. Los nombres entre paréntesis se modifican dependiendo de la relación Na2O-K2O como lo explican Le Maitre et al., 2002 (p. 35).

Figura 3. Clasificación normativa de las rocas máficas intraplaca de acuerdo con los criterios empleados por Luhr et al. (1995a). Se grafica la composición normativa de la plagioclasa (peso%) versus el contenido normativo de nefelina o hiperstena en la roca en peso por ciento. En estos diagramas sólo grafican las muestras en que SiO2 (peso%) < 52. El campo gris en todos los dibujos cubre el área en donde grafican todas las muestras máficas mexicanas (n=313) hasta ahora reportadas, tanto en corteza oceánica como en corteza continental. a) Localidades ubicadas sobre corteza oceánica (n=40). b) Magmas extravasados sobre corteza continental durante el Mioceno (n=27). c) Todas las localidades del Plioceno-Cuaternario ubicadas sobre corteza continental (n=246). Nótese que es común que en algunos campos se presenten rocas con [Hy]. El recuadro con línea punteada se muestra amplificado en la gráfica d.

2.2. Archipiélago Revillagigedo

Está formado por cuatro islas volcánicas –Socorro, San Benedicto, Clarión y Roca Partida (Figura 1)– ubicadas en el Pacífico oriental, en el extremo norte de la dorsal de los Matemáticos. Esta dorsal es un rasgo topográfico submarino que marca el sitio en donde hasta hace ~3.5 Ma hubo expansión del fondo oceánico (Mammerickx, et al., 1988). Las islas representan actividad alcalina posterior a que la dorsal fue abandonada. Con la excepción de Roca Partida, el volumen de estas islas está en el 1–2% superior de los volúmenes de los montes submarinos e islas formadas sobre corteza oceánica del Plioceno (Batiza, 1982). La actividad volcánica más reciente en el archipiélago son las erupciones de 1952-1953 en la isla San Benedicto (Richards, 1959) y actividad submarina basáltica cerca de Socorro en 1993 (McClelland et al., 1993; Siebe et al., 1995). Heterogeneidad regional en el manto es evidente a partir de datos elementales (Figuras 4a y 5a) e isotópicos (Figuras 6a y 7a) derivados de los basaltos transicionales (ligeramente alcalinos) de Socorro, las mugearitas de San Benedicto y basaltos submarinos colectados cerca de Socorro (Bohrson y Reid, 1995).

Figura 4. Diagramas de Tierras Raras normalizadas respecto a condritas (Sun y McDonough, 1989); en todas las gráficas la línea sólida continua bordea al área en donde grafican todas las muestras continentales y oceánicas hasta ahora estudiadas. En cada una de las gráficas se muestran algunos ejemplos característicos de varias localidades discutidas en el texto. a) Las muestras colectadas en las islas forman dos tendencias distintas dependiendo del contenido de SiO2. Nótese que las rocas máficas tienen patrones similares a los de las rocas de tipo intraplaca continentales. b) Patrones característicos de las rocas de tipo intraplaca del Mioceno. c) En el área verde claro grafican todas las muestras continentales del Plioceno-Cuaternario. El área verde oscuro corresponde a los ejemplares de Ventura, que aquí se consideran como características de los magmas intraplaca con xenolitos del manto. En la gráfica se incluye una muestra del Oligoceno (Bernal de Horcasitas) de la región Oriental/Alcalina. A diferencia de las localidades tempranas de Rodeo-Nazas, Los Encinos y Metates, en esta localidad no se han reportado megacristales ni xenolitos de granulitas corticales. d) Otros ejemplos de rocas del Plioceno-Cuaternario.

Figura 5. Diagramas multielementos normalizados respecto al manto primitivo (Sun y McDonough, 1989); en todas las gráficas la línea sólida continua bordea al área en donde grafican todas las muestras continentales y oceánicas hasta ahora estudiadas. En las gráficas se muestran algunos ejemplos característicos de varias localidades discutidas en el texto. a) Las muestras colectadas en las islas forman dos tendencias distintas dependiendo del contenido de SiO2. b) Patrones característicos de las rocas de tipo intraplaca del Mioceno. c) En el área verde claro grafican todas las muestras continentales del Plioceno-Cuaternario. El área verde oscuro corresponde a los ejemplares de Ventura, que aquí se consideran como representativas de los magmas intraplaca con xenolitos del manto. En la gráfica se incluye una muestra del Oligoceno (Bernal de Horcasitas) de la región Oriental/Alcalina. A diferencia de las localidades tempranas de Rodeo-Nazas, Los Encinos y Metates, en esta localidad no se han reportado megacristales. d) Otros ejemplos de rocas del Plioceno-Cuaternario.

 

2.2.1. Isla Socorro

El trabajo inicial en esta localidad fue realizado por Bryan (1959, 1966, 1976). Recientemente ha sido estudiada por Bohrson y Reid (1995, 1997) y Bohrson et al. (1996) de donde resumimos la mayor parte del material aquí asentado.

Socorro es un ejemplo único en la cuenca del Pacífico, ya que el volcanismo subaéreo ha sido dominado (~80%) por actividad silícica peralcalina, aunque se cree que el volcán es principalmente basáltico. El volumen total estimado del volcán es de 2 400 km³, pero de éste solo menos del 2% (40 km³) está sobre el nivel del mar. El volcán es coronado por una caldera (~4.5 x 3.8 km) que se encuentra casi totalmente cubierta por material volcánico posterior. La historia eruptiva de la porción subaérea del volcán se divide en las etapas pre-, sin- y postcaldera. Las rocas pre- y sincaldera son derrames de lava e ignimbritas traquíticas y riolíticas que dan edades ⁴⁰Ar-³⁹Ar entre 540 y 370 ka. La actividad postcaldera se desarrolló a partir de 180 ka y la roca más joven colectada en la isla es de 15 ka. La actividad postcaldera produjo principalmente domos y derrames de lava silícica. El Cerro Evermann es un cono de tefra con domos asociados y su cima es el punto más alto en la isla (1 050 msnm). La Formación Evermann es postcaldera y está dominada por domos y lavas silícicas peralcalinas asociadas con material piroclástico y derrames de lava de composición basáltica alcalina. En el extremo sureste de la isla aflora la Formación Lomas Coloradas (180-15 ka) que también es postcaldera y está dominada por basalto alcalino con rocas silícicas peralcalinas subordinadas. Hasta ahora no se han encontrado rocas intermedias (SiO₂=54–61%) en la isla (Figura 2a). Este hueco en composición es observado también en algunos óxidos y elementos como K₂O, TiO₂, P₂O₅ y Sr.

Génesis de los basaltos postcaldera. Las lavas máficas de Socorro son dominantemente afíricas o con un contenido bajo de fenocristales. Los conjuntos de fenocristales son Pl>>Ol~Cpx o Pl>>Ol. La matriz es pilotaxítica o intergranular y está compuesta por Pl+Ol+Cpx+OFT±Ap. Las rocas estudiadas forman una serie compuesta principalmente por basalto alcalino, hawaiita y mugearita (Figuras 2a y 3a), con cantidades subordinadas de basaltos transicionales (suavemente alcalinos). Casi todas las variaciones en elementos mayores y elementos de alto potencial iónico (HFSE por sus siglas en inglés) pueden explicarse por cristalización fraccionada a presión baja de Pl+Cpx+Ol+OFT. Si se considera que en el conjunto de rocas de Socorro el magma madre fue un basalto alcalino, se requiere aproximadamente un fraccionamiento de 50% para llegar a mugearita. El rango limitado de Zr/Nb (5.7–7.2) en el conjunto de muestras sugiere que los magmas madre son producto de aproximadamente el mismo grado de fusión a partir de un manto relativamente homogéneo. Las variaciones en las proporciones isotópicas de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (Figura 6a) y ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd son pequeñas (0.7031–0.7032 y 0.5128–0.5130, respectivamente), pero significativas ya que exceden las incertidumbres analíticas. Las variaciones en los isótopos de Pb (Figura 7a) son ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.74–19.16, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.56–15.65 y ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.36-38.88 y son similares a aquellas documentadas en los montes submarinos de la Dorsal del Pacífico Oriental. Muchas muestras presentan anomalías negativas de Ce (Figuras 4a y 5a) y enriquecimientos en P₂O₅, Ba y elementos de Tierras Raras (REE por sus siglas en inglés) intermedias que no pueden explicarse con el modelo de cristalización fraccionada. Estas características son atribuidas a asimilación de componentes provenientes de corteza oceánica somera, sedimentos metalíferos y/o Ap formado en etapas previas del sistema magmático de Socorro o, en el caso de Sr radiogénico (Figura 6a), por contaminación con agua de mar o con fluidos hidrotermales. La magnitud de las anomalías causadas por asimilación/contaminación varía de un sitio a otro y depende del material incorporado.

Figura 6. Diagramas que muestran los datos isotópicos de los campos volcánicos de tipo intraplaca y los distintos componentes del manto propuestos por Hart et al. (1986): HIMU (manto con una alta relación U/Pb), MORB (Mid Ocean Ridge Basalt), DM (Depleted Mantle), PREMA (PREvalent MAntle) y BE (Bulk Earth). CHUR=Chondrite Upper Reservoir. En todos los diagramas el área gris corresponde a las composiciones en donde grafican casi todos los datos en muestras provenientes de localidades continentales e islas. Sólo se omiten dos muestras con contenidos de 87Sr/86Sr ~ 0.706 y εNd ~ 5 provenientes del E de San Luis Potosí y Pinacate. En el caso de las muestras de Socorro se graficaron los valores obtenidos en feldespatos. a) Muestras provenientes de las islas. b) Magmas tempranos (valores iniciales). c) Muestras del Plioceno-Cuaternario (n=81). El rectángulo corresponde a la gráfica d), en donde puede notarse que las rocas de Ventura-Espíritu Santo y Santo Domingo tienen un arreglo claramente bimodal.

 

Origen de las traquitas y riolitas peralcalinas. El conjunto de rocas estudiadas (51) por Bohrson y Reid (1997) incluye materiales de las etapas pre-, sin- y postcaldera, provenientes de derrames y domos de lava e ignimbritas. Las muestras de lavas y domos jóvenes son vitrófidos, mientras que las lavas más antiguas –al igual que las ignimbritas– son holocristalinas. El conjunto de fenocristales forma 0–15% (volumen) de las rocas y es: feldespato alcalino (AbOr-AbOr)>>piroxeno sódico±Fa±OFT±Eni. La mineralogía de la matriz es similar. Con la excepción de una única benmoreita en el conjunto, todas las rocas son traquitas o riolitas (Figura 2a) peralcalinas con [Qtz], [Acm] y [Ns] en la norma y con enriquecimientos (respecto a rocas metaluminosas) en Na₂O, K₂O, FeO^t y algunos HFSE, y empobrecimiento en Al₂O₃, Sr y Ba. Todas las muestras son enriquecidas en LREE con (La/Yb)_N entre 2.9 y 8.9, la mayoría con anomalías negativas en Eu y una parte con anomalías de Ce, siendo estas últimas casi siempre negativas (Figura 5a). Los valores de isótopos de Nd y Pb son ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512869-0.512956, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.76-19.00, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.55-15.61, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.36-38.71 y comparables con aquellos documentadas en los basaltos alcalinos de Socorro (Figuras 6a y 7a). Las relaciones ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr en feldespatos son: 0.703086-0.704632 y en roca total sin lixiviar con ácidos son considerablemente más variables (0.703431-0.708621), pero los valores altos se registran en rocas con contenidos muy bajos de Sr, que son muy susceptibles a contaminación y, por tanto, son atribuidos a interacción con fluidos hidrotermales dominados por agua marina.

Con base en la semejanza en el contenido de isótopos de Nd y Pb entre las rocas máficas y félsicas de Socorro (Figura 7a), se ha planteado la hipótesis que las traquitas pudieron formarse por cristalización fraccionada a partir de un magma suavemente alcalino. El modelado mostró que no es posible conciliar el contenido de elementos mayores y traza medidos en las rocas con los valores calculados. Los modelos de fusión parcial de basalto alcalino y rocas cumulofíricas asociadas sugieren que 5-10% de fusión parcial es una solución viable para reproducir a la vez los contenidos de K₂O y algunos elementos incompatibles como Zr y Nb en las traquitas. Las riolitas sin desvitrificar (i. e. que no han experimentado pérdidas importantes de Na₂O) sí pueden derivarse por cristalización fraccionada (baja presión, hasta 80%) a partir de un magma traquítico. El conjunto de fases empleadas en la modelación es principalmente feldespato alcalino y Cpx+Fa+Ilm+Ap. Las anomalías negativas de Ce y algunos REE (Figura 4a) se atribuyen a la asimilación de cantidades variables de sedimentos hidrotermales y la gran variación de los isótopos de Sr en rocas totales sin lixiviar con ácidos a interacción de magmas con contenidos bajos de Sr con un sistema hidrotermal dominado por agua marina.

Con base en el estudio de Socorro, Bohrson y Reid (1987) concluyeron que hay tres condiciones que conducen a la formación de magmas peralcalinos: 1) tasas moderadas de extensión, 2) cámaras magmáticas someras y 3) un magma madre de composición basáltica y suavemente alcalina.

 

Figura 7. Gráficas 206Pb/204Pb vs. 207Pb/204Pb. En todos los diagramas el área sombreada corresponde a las composiciones de las muestras provenientes de todas las localidades continentales e islas. a) Islas. b) Valores iniciales en los magmas tempranos (Mioceno). c) Muestras del Plioceno-Cuaternario (n=73).

 

2.2.2. Isla San Benedicto

El volcán Bárcena es el rasgo topográfico más prominente en la isla San Benedicto, que es la isla más septentrional en el archipiélago Revillagigedo. Bárcena está ubicado a 350 km al sur de la punta de Baja California (Figura 1) y fue formado por erupciones que ocurrieron en 1952-1953 (Richards, 1959, 1965, 1966). La isla San Benedicto es alargada en dirección NE-SW y contiene una serie de domos traquíticos cuaternarios en su extremo norte. En el extremo meridional de la isla están ubicados el volcán Bárcena y el Montículo Cinerítico que es un cono de tefra compuesto por mugearita y riolita sódica, posiblemente del Holoceno, que precedió a Bárcena y que fue casi completamente sepultado por los productos del segundo. Bárcena es un cono de toba de más de 300 m de alto, con un cráter de 700 m de diámetro, que contiene domos postmaar de lava traquítica. De su flanco sudoriental fue extravasado un derrame de lava traquítico que llegó hasta el mar y formó un delta que mide 700 x 1 200 m (Siebert et al., 2002). La petrología de San Benedicto no ha sido estudiada en detalle. En el trabajo de Bohrson y Reid (1995) se incluyen análisis de algunas muestras provenientes de esta isla (Figuras 2a y 6a).

 

3. Magmatismo continental

3.1. Actividad temprana: Oligoceno tardío-Mioceno, región Cuencas y Sierras meridional

3.1.1. Campo volcánico El Pinacate

Recientemente, en un resumen breve, Vidal-Solano et al. (2000) documentaron en El Pinacate (Figura 1) una fase volcánica temprana (¿Mioceno?) íntimamente relacionada a basaltos transicionales con tendencia alcalina. Esta actividad produjo rocas félsicas en que la relación (Na₂O+K₂O)/ Al₂O₃ es aproximadamente igual a 1.2. Estas panteleritas y comenditas contienen [Egi]. La mineralogía de las rocas es Sa, Anor, Fa, Anf, FHd, Eni y TMt. Los elementos traza muestran enriquecimientos en Y, Zr, Zn, Ta, Nb y Hf y un espectro de REE con una pendiente negativa pronunciada en las LREE, una anomalía negativa de Eu marcada y una tendencia casi horizontal en las HREE. Se cree que esta fase está relacionada a los primeros pulsos de extensión terciaria (i. e., Protogolfo de California). Otros sitios en donde se han encontrado rocas similares en composición y ubicación estratigráfica dentro de la Provincia Extensional del Golfo de California son en la región de Hermosillo y en el noroeste de Sonora (Paz-Moreno et al., 2000).

 

3.1.2. Rodeo y Nazas, Durango

La primera manifestación petrológica del inicio de la extensión en el norte de México y el suroeste de los Estados Unidos fue la expulsión del Southern Cordillera Basaltic Andesite (SCORBA), que posee contenidos similares de elementos traza e isótopos que la suite orogénica (i. e., asociada a subducción) basalto-andesita-riolita de la Sierra Madre Occidental, pero que en conjunto tiene menos SiO₂ (Cameron et al., 1989). Aunque estas rocas no son consideradas aquí como de tipo intraplaca, sus características químicas fueron interpretadas por Cameron et al. (1989) como una consecuencia de un ascenso más rápido de este tipo de magma, en comparación con los magmas orogénicos, lo que implicó menor diferenciación. Las rocas tipo SCORBA (Aranda-Gómez et al., 1997) afloran inmediatamente al norte de la ciudad de Durango (Figura 8) y son conocidas como el basalto Caleras (K-Ar, roca total: 29-30 Ma).

Las rocas más antiguas (K-Ar: 24-20 Ma; Aguirre-Díaz y McDowell, 1993) con las características de magmas de tipo intraplaca que se han documentado en el norte de México son las hawaiitas de Rodeo y Nazas, Dgo. (Figuras 1 y 8). Las relaciones de campo y edades isotópicas fueron analizadas por Aguirre-Díaz y McDowell (1993) y por Aranda-Gómez et al. (1997). La petrogénesis de estas rocas fue discutida en detalle por Luhr et al. (2001). Las rocas volcánicas de Rodeo y Nazas son similares en edad y composición a algunas rocas de la región de Transpecos, Texas (James y Henry, 1991). Los volcanes de Rodeo hicieron erupción cerca de la falla maestra (breakaway fault zone) de un semigraben importante (Figura 8) y están intercaladas con depósitos clásticos de relleno del semigraben. Tanto las gravas como algunas hawaiitas fueron cortadas por fallas normales, infiriéndose de estas relaciones que el volcanismo de tipo intraplaca fue contemporáneo con un evento importante de extensión en la zona. Las hawaiitas de Nazas forman varios campos de lava sin deformar que sobreyacen a bloques de falla basculados formados por rocas volcánicas félsicas del Oligoceno y a conglomerados con capas horizontales, derivados de los bloques de falla cercanos. Algunos de los derrames de lava en Nazas pueden seguirse hasta sus fuentes, que son conos cineríticos profundamente erosionados y que yacen sobre o cerca de fallas normales.

Figura 8. Mapa geológico generalizado de los alrededores de la ciudad de Durango (Aranda-Gómez et al., 1997). Los afloramientos de Metates se encuentran al oeste de la ciudad en las cercanías del graben Río Chico-Otinapa.

 

Las hawaiitas de Rodeo y Nazas (SiO₂: 47.4–49.5% peso) incluyen fenocristales y/o microfenocristales de Pl, Ol, Cpx y TMt. Aproximadamente la mitad de las muestras estudiadas por Luhr et al. (2001) también contienen microfenocristales de Bt. La mayor parte de las rocas incluyen conjuntos de megacristales con feldespato sódico, Ol rico en Fe, Cpx rico en Al y una variedad amplia de cristales de Spl. Las texturas y composiciones químicas observadas en los bordes de los megacristales sugieren desequilibrio con el magma huésped. Por ejemplo, los núcleos de los megacristales de feldespato tienen composiciones homogéneas entre An_26-51, mientras que los bordes son zonificados con composiciones más cálcicas (An_57-65). De igual forma, el núcleo de los megacristales de Cpx contiene 7–9% en peso de Al, mientras que los bordes sólo contienen 1–5% en peso. En ambos casos la composición de los bordes de los megacristales es similar a la de los fenocristales y microfenocristales primarios en las rocas. Algunos núcleos de la Pl son agregados policristalinos que dan una idea de las paragénesis (Pl+Spl+Ap+Po; Pl+Spl+Cpx; Pl+Cpx+Ol) de los protolitos de los que fueron desagregados. Por sus características mineralógicas y químicas se interpreta a los protolitos como fragmentos derivados de la parte profunda de la corteza subyacente.

Las muestras de Rodeo y Nazas están moderada a pobremente preservadas y tienen contenidos elevados de TiO₂ (2.1–2.4% peso), Nb (40–82 ppm) y Ta (2.1–4.2 ppm). De acuerdo con el diagrama de total de álcalis vs. sílice (TAS por sus siglas en inglés) de Le Maitre et al. (2002) son hawaiitas (Figura 2b) y con excepción de aquellas alteradas intensamente, tienen [Ne] en la norma (Figura 3b). Sus contenidos de MgO (5.5–7.1% peso), #Mg (52.2–59.7), Ni (48–83 ppm) y Cr (73–186 ppm) indican que fueron diferenciadas y que no son magmas primarios derivados directamente de peridotitas del manto. La abundancia de elementos incompatibles en ellas es similar al de muchas rocas de tipo intraplaca cuaternarias de la porción meridional de la provincia Cuencas y Sierras (Figuras 4b y 5b). Excepciones notables son cuatro ejemplares en que el Cs muestra un enriquecimiento muy marcado y el Rb está empobrecido (Figura 9). Se cree que esas características geoquímicas son consistentes con la interacción de estos magmas con corteza continental y con la incorporación preferente de Cs respecto a Rb, lo que hizo que disminuyera la relación Rb/Cs en ellas. Las hawaiitas de Rodeo y Nazas tienen composiciones isotópicas distintivas formando grupos separados, aunque las variaciones observadas son pequeñas (Figuras 6b y 7b). Respecto a las rocas de Nazas, las hawaiitas de Rodeo tienen más bajo ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_i (0.7037–0.7038 vs. 0.7040–0.7041), más alto ε _Nd,i (+4.2–+4.8 vs. +2.8–+3.5), más alto ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb _i (18.84–18.91 vs. 18.77–18.84) y más alto ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb_i (38.55–38.61 vs. 38.51–38.57). Los valores de ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb_i traslapan (15.57–15.60). Las relaciones isotópicas son interpretadas como evidencia de interacción entre estos magmas y la corteza.

Figura 9. a) y b) Abundancias de Cs vs. Th y Rb (ppm, roca total) en rocas volcánicas del Mioceno de los campos volcánicos de Los Encinos y Rodeo-Nazas. Las áreas pequeñas entre 0-2 ppm de Cs y 0-8 ppm de Th representan la composición de las 50 rocas cuaternarias. Los vectores de contaminación observados en Rodeo y Los Encinos son mostrados con las flechas. Las Figuras fueron tomadas de Luhr et al. (2001).

3.1.3. Campo volcánico Los Encinos (S. L. P.)

Los Encinos ocupa un área extensa (>5 000 km²) en la Mesa Central, en el noroeste de San Luis Potosí y noreste de Zacatecas (Figura 10). La petrogénesis de las rocas volcánicas de tipo intraplaca de Los Encinos y el significado de los conjuntos de inclusiones en ellas son analizados en detalle por Luhr et al. (1995b). Algunas implicaciones tectónicas de la distribución de los volcanes son discutidas por Henry y Aranda-Gómez (2000). En términos generales, la región de Los Encinos puede ser descrita como un altiplano con una elevación promedio sobre el nivel del mar de más de 2 000 m en donde sobresalen algunas sierras aisladas con alturas hasta de 2 600 msnm. El límite oriental de la distribución de los volcanes de Los Encinos es la Sierra de Catorce (<3800 msnm), una estructura N-S limitada al oeste por una falla normal importante (Figura 10a). Los afloramientos de rocas volcánicas en Los Encinos ocurren en una región extensa de ~50 x 100 km, pero sólo cubren una parte pequeña del área y en la zona también hay vestigios erosionales de rocas calcialcalinas del Eoceno-Oligoceno. Las rocas máficas de tipo intraplaca del Mioceno medio (K-Ar: 10.6-13.6 Ma, Luhr et al., 1995b) forman cuellos volcánicos con juntas columnares conspicuas y mesas pequeñas cubiertas por derrames de lava. Algunos de los cuellos ubicados inmediatamente al oeste y norte de la sierra de Catorce están en el proceso de ser sepultados por abanicos aluviales activos provenientes de la misma. Esto sugiere creación de relieve, posiblemente asociada a fallamiento postvolcánico y que la sierra de Catorce se ubica en un bloque relativamente elevado respecto al área en donde se encuentran la mayoría de los cuellos volcánicos. Así mismo, en esa misma área, los volcanes de Los Encinos definen dos alineamientos burdos (Figura 10a) que son aproximadamente paralelos a la trama tectónica definida por fallas normales cenozoicas en la porción meridional de la Mesa Central (Figura 10c). Esto es interpretado como evidencia de un control estructural del volcanismo y de actividad vulcano-tectónica durante el Mioceno medio (Henry y Aranda-Gómez, 2000).

La paragénesis estable en las hawaiitas (Figura 3b) de Los Encinos es Pl(An_53-64)+Ol(Fo_61-88)+Cpx+TMt+Bt(trazas).

Invariablemente estas rocas contienen conjuntos de megacristales (1-3 cm) de feldespato (Sa, Anor, y/o Pl), Krs, Cpx y Mt que pueden ser accidentales o cogenéticos con el magma que los transportó a la superficie. También es común que las rocas volcánicas máficas contengan xenocristales más pequeños (<1 cm) Ap y de Ol(Fo_45-79) y Cpx, ricos en Fe en comparación con las fases primarias cristalizadas a partir del magma. Xenocristales de Qtz rodeados por anillos de reacción son casi ubicuos en todas las muestras. Tanto megacristales como xenocristales presentan evidencias de haber sido parcialmente reabsorbidos, o bien incluyen anillos de reacción notables en contacto con la matriz. Algunas de estas rocas contienen agregados policristalinos con paragénesis consistentes con: (1) granulitas feldespáticas (paragneisses con Qtz y Sil) provenientes de la parte profunda de la corteza, o (2) con rocas gabróicas cristalizadas a alta presión y que tienen una composición global similar al magma huésped, sólo que más evolucionada. La composición de los minerales en estos gabros es comparable con la de los megacristales por lo que se cree son muestras de los protolitos de donde se derivan los megacristales. Hasta ahora no se han reportado xenolitos de peridotitas del manto o xenocristales derivados de ellos en los volcanes de Los Encinos.

Las rocas de tipo intraplaca de Los Encinos son hawaii- tas y hawaiitas de [Ne] (Figura 3b), similares a las de Transpecos (Texas), Rodeo-Nazas y Metates (Durango). La mayor parte de estas rocas muestran diferencias nota- bles con las rocas cuaternarias de los campos volcánicos de Santo Domingo y Ventura-Espíritu Santo, ubicados más al sur en la Mesa Central (Figura 10b). Los campos volcánicos cuaternarios también incluyen hawaiitas pero éstas se asocian a basanitas y nefelinitas considerablemente más primitivas. El rango de composición de las rocas de Los Encinos es distinto al de las rocas cuaternarias (e. g., SiO₂: 46.9–57.0 y MgO: 11.9–3.9 vs. SiO₂: 41.8–51.2, MgO: 15.8–5.7% peso, respectivamente). El contenido de elementos traza en unas cuantas rocas de Los Encinos es similar al de las rocas cuaternarias (Figuras 5b y 5c), pero otros productos volcánicos están muy enriquecidos en Cs, Rb, Th y U (Figuras 5b y 9). Estos enriquecimientos son interpretados como evidencia de contaminación con ma- teriales de la corteza inferior. Esto es porque los valores anómalamente altos de estos elementos son independien tes de las concentraciones de muchos otros elementos incompatibles en las mismas rocas y que se cree fueron controlados por su abundancia en las rocas madre de los magmas en el manto y/o por el grado de fusión parcial y/o por el grado de diferenciación de las mismas.

Las muestras estudiadas por Luhr et al. (1995b) fueron divididas en tres grupos en función de sus características geoquímicas. El tipo U (sin contaminar) es similar a las rocas cuaternarias (compárese el diagrama de multielementos de SLP-145 en Figura 5b con los patrones característicos del grupo Ventura en Figura 5c), sólo que más evolucionado. La composición isotópica del tipo U (e. g., SLP-145, Figura 6b) es ε_Nd=+7.6, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.70286 y ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.74, más extrema que en las rocas de los campos cuaternarios vecinos (Santo Domingo y Ventura-Espíritu Santo, Figura 6c). Los otros dos tipos, A y B, están contaminados, tienen valores altos de Yb y relaciones isotópicas más altas de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(hasta 0.7040) y ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (hasta 18.98) y ε_Nd más bajo (hasta +3.1), que reflejan asimilación, ya sea de roca total (bulk) o asimilación acompañada con cristalización fraccionada (AFC por sus siglas en inglés) de granulitas feldespáticas, especialmente paragneises con Grt. Las rocas de tipo A tienen valores anómalamente altos en Cs, Rb, Th, Sb, U, Pb, K y Si (e. g., Figura 9 y SLP-156 en Figura 5b). Aquellas muestras que no satisfacen claramente los criterios para los tipos U o A, fueron clasificadas como tipo B.

Figura 10. a) Entorno geológico del campo volcánico de los Encinos. Se muestra diagramáticamente su relación con las rocas de tipo intraplaca del Cuaternario (SD=Santo Domingo y VES=Ventura-Espíritu Santo). Nótese que SD se ubica a lo largo de la misma estructura inferida en el basamento que Los Encinos. Las líneas formadas por rayas cortas muestran la tendencia general de los alineamientos de volcanes descritos en el texto. Localidades mostradas: SJV=San Juan de Vanegas, PC=Potrero de Catorce, M=Matehuala, TD=Tanque de Dolores, HS=Hacienda Solís, CH=Charcas. La Figura 10b corresponde al rectángulo. b) Mapa geológico generalizado del campo volcánico de Los Encinos (Henry y Aranda-Gómez, 2000). Se muestra la distribución de los afloramientos de rocas volcánicas del Terciario y su posible relación con una discontinuidad en el basamento. Ésta influyó en la orientación de los pliegues laramídicos y en la localización de los volcanes del Terciario medio y del Mioceno. c) Roseta que muestra la orientación de las fallas normales del Terciario medio y tardío en la porción meridional de la Mesa Central, en la región ubicada entre las ciudades de San Luis Potosí y Guanajuato; las tendencias principales coinciden con el alineamiento de volcanes en Los Encinos.

3.1.4. Metates (Durango)

El basalto (sensu lato) Metates (Córdoba, 1963) aflora en y cerca del graben Río Chico-Otinapa, a ~20 km al oeste de la ciudad de Durango (Figura 8). La edad (K-Ar, hornblenda) de esta unidad es 12.7 Ma (McDowell y Keizer, 1977) y ésta se ha utilizado como el argumento principal para fechar un pulso de fallamiento normal al este de la Sierra Madre Occidental, contemporáneo con la formación del Protogolfo de California (Henry y Aranda-Gómez, 2000). Las relaciones estratigráfi cas y estructurales indican que el graben fue formado un poco antes que la expulsión del basalto Metates. Cerca del sitio en donde la carretera Durango-Mazatlán cruza al graben se puede observar que el derrame más antiguo de basalto dentro del graben sobreyace a un depósito delgado de gravas que rellenaron parcialmente la estructura. En ese sitio, el basalto sólo contiene una cantidad pequeña de megacristales (feldespato y Krs). En la margen oeste del graben se observa otro derrame de lava del basalto Metates, sin inclusiones, desplazado unos 60 m por una falla normal. Así mismo, se observa un dique máfico sin inclusiones que aparentemente se emplazó a través de una falla y que puede ser el alimentador de los basaltos suprayacentes. Una localidad del basalto Metates con megacristales abundantes y con algunos xenolitos de granulita feldespática se puede observar en el kilómetro 44 de la misma carretera. En ese sitio, el basalto sobreyace a un domo riolítico y depósitos piroclásticos asociados con una edad isotópica (K-Ar, Sa) de 29.3 Ma. La edad del basalto (K-Ar, Hbl) es de 12.0 Ma (McDowell y Keizer, 1977).

Hasta ahora no existe un estudio petrológico detallado del basalto Metates. Sólo se han reportado análisis químicos de tres muestras (Aranda-Gómez et al., 1997) y se ha hecho énfasis en la semejanza que existe entre la composición química de estas hawaiitas (Figura 3b) y su contenido de megacristales con las rocas de Los Encinos y Rodeo-Nazas (Luhr et al., 1995b, 2001).

3.2. Magmatismo tardío (Plioceno temprano-Cuaternario): Región occidental/Baja California

3.2.1. Campo volcánico de San Quintín

Este es un sitio excepcional, ya que es la única localidad hasta ahora reportada con volcanismo de tipo intraplaca con xenolitos del manto y granulitas de la corteza en la península de Baja California (Figura 1). San Quintín está formado por diez complejos volcánicos del Cuaternario (⁴⁰Ar-³⁹Ar, matriz: 126 y 90 ka, Luhr et al., 1995b y ³He-⁴He: 165-22 ka, Williams, 1999), formados por escudos de lava pequeños y conos cineríticos. A diferencia de otras muchas localidades en México, las rocas volcánicas y los xenolitos del manto de San Quintín han sido objeto de varias investigaciones (e. g., Basu, 1977a, 1977b, 1978, 1979; Basu y Murthy, 1977; Bacon y Carmichael, 1978; Rogers et al., 1985; Cabanes y Mercier, 1988; Storey et al., 1989; Righter y Carmichael, 1993), siendo ésta una de las localidades más intensamente estudiadas en México.

San Quintín se encuentra afuera de la región evidentemente afectada por la extensión relacionada a la provincia de Cuencas y Sierras y/o a la transtensión asociada al Golfo de California (Figura 1). El carácter de tipo intraplaca de las rocas en San Quintín ha sido atribuido a: (1) la creación de un no-slab window que pudo permitir el acceso al manto astenosférico debajo de esta región (Rogers et al., 1985; Saunders et al., 1987), (2) a que San Quintín se encuentra tan cerca de la paleotrinchera que el manto debajo de esta localidad no pudo ser afectado por la subducción (Sawlan, 1991).

El estudio más sistemático de la geología, geoquímica y petrología de las rocas volcánicas de San Quintín es aquel desarrollado por Luhr et al. (1995a). A continuación se resumen algunos de sus resultados: (1) la paragénesis estable en las rocas de San Quintín es: Ol+Pl+Cpx+TMt+Ilm. El olivino usualmente contiene inclusiones de Spl. Estas fases mineralógicas usualmente van acompañadas de xenocristales y megacristales. Los xenocristales más comunes son aquellos derivados de las peridotitas del manto y su abundancia se correlaciona con la abundancia de xenolitos observada en el campo. Aproximadamente la mitad de las muestras contienen algunos xenocristales de Qtz. Algunos ejemplares contienen xenolitos parcialmente fundidos de granulitas gabróicas. En los volcanes en donde los xenolitos son más abundantes se observan megacristales de Pl y Cpx hasta de 2 cm; (2) casi todas las muestras estudiadas (n=63) contienen [Ne] y fueron clasificadas como hawaiitas, hawaiitas nefelínicas, basaltos alcalinos y basanitas (Figuras 2d y 3d). Estas variedades ocurren en aproximadamente la misma proporción en el conjunto. Además de esto, se encontraron tres muestras con [Hy] y se clasificaron como basaltos o hawaiitas (Figura 3c); (3) el #Mg en las rocas varía de 51 a 67. Los volcanes más antiguos expulsaron lavas y piroclastos primitivos (#Mg>64) que rara vez contienen xenolitos pequeños. Con el tiempo los volcanes expulsaron productos más diferenciados con xenolitos grandes abundantes. Los volcanes más jóvenes extravasaron lavas y tefras primitivas, prácticamente sin xenolitos, pero muy ricas en fenocristales de Ol; (4) se observa un decremento en la abundancia de elementos incompatibles con el tiempo, lo que implica un aumento en el grado de fusión parcial o el agotamiento progresivo de estos elementos en la fuente de donde provienen los magmas; (5) la mayor parte de las rocas diferenciadas pueden ser modeladas a partir de los magmas más primitivos en la serie por cristalización fraccionada de Ol, Pl, Cpx y Spl en un sistema cerrado; (6) las variaciones isotópicas en las muestras estudiadas (n=20) son pequeñas: ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.703140–0.703459, ε_Nd=+5.38–+6.28 y ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=19.008-19.357 (Figuras 6d y 7c). Los valores poco variables de composiciones isotópicas de Sr, Nd y Pb que se observan en las rocas diferenciadas y su traslape con aquellos en rocas primitivas apoyan la interpretación de cristalización fraccionada. Sólo en dos de los complejos volcánicos se encontró evidencia elemental e isotópica de contaminación con material cortical; (7) un rasgo poco usual de las rocas primitivas de San Quintín, en comparación con otras localidades de tipo intraplaca en el mundo, es que tienen valores relativamente altos de Al₂O₃ e Yb (Figura 5d), así como bajos en las relaciones La/Yb y en CaO/ Al₂O₃ (Figura 11c). Estas características, junto con las tendencias a aumentar del Al₂O₃ y a decrecer del CaO con el incremento de elementos incompatibles (Figuras 11a y 11b) son consistentes con la generación de los magmas de San Quintín por fusión parcial progresiva de lherzolitas de Spl a presiones relativamente bajas dentro del manto.

Figura 11. Diagramas de variación de Th vs. CaO, Al2O3 y CaO/ Al2O3 para las muestras más primitivas de San Quintín. Las flechas indican las tendencias lineales que generaría la fusión parcial progresiva después de que el Cpx se ha agotado en la fuente. Tomado de Luhr et al. (1995a). Para comparación se incluyen muestras selectas de Ventura, La Breña, SE de Australia, Honolulu y Huri Hills (véanse fuentes de datos en Luhr et al., 1995a).

 

 

3.3. Magmatismo tardío (Plioceno temprano-Cuaternario): Región Cuencas y Sierras meridional

3.3.1. Campo volcánico El Pinacate

Es un campo volcánico extenso ubicado al noreste del extremo septentrional del Golfo de California (Figura 1). Se encuentra dentro de un área de aproximadamente de 55 x 60 km y sus productos cubren un área de ~1 500 km². La actividad temprana del Cuaternario (K-Ar: 1.7-1.1 Ma: Lynch et al., 1993) formó un escudo (volcán Santa Clara) que alcanza una altura de 1 200 m y está formado por una serie de diferenciación alcalina que, en orden estratigráfico, varía de basanita a traquita (Figuras 2c y 2d). Sobre el volcán Santa Clara y las arenas del desierto circundante hicieron erupción un gran número de volcanes monogenéticos (maares, conos de toba y conos cineríticos) de composición basáltica (K-Ar <0.19 Ma: Lynch et al., 1993). En la parte meridional del campo se distingue el derrame de lava Ives que fue extravasado a través de fisuras N-S, cubre ~75 km², que representa ~5% del área total de El Pinacate, y tiene un volumen estimado entre 0.25 y 0.50 km³ (Lynch et al., 1993). A diferencia de otras lavas en el área, la morfología de la superficie de Ives es pahoehoe. El Pinacate tiene un entorno tectónico particular ya que yace sobre corteza continental a sólo ~ 50 km de un límite de placas activo formado por una cresta oceánica y fallas transformantes asociadas (Figura 1).

A pesar de que se han publicado trabajos de vulcanología física (e. g., Arvidson y Mutch, 1974; Gutmann y Sheridan, 1978; Gutmann, 1979, 2002; Lutz y Gutmann, 1995) y de algunos aspectos mineralógicos de las rocas volcánicas de El Pinacate (e. g., Gutmann, 1974, 1986; Gutmann y Martín, 1976) y de sus xenolitos (Gutmann, 1986), no existe ningún estudio exhaustivo y sistemático de la geoquímica y petrología de sus lavas y tefras. Los datos que resumimos provienen de Lynch (1981) y de Lynch et al. (1993) acerca de un muestreo de reconocimiento (n=7) para determinar la composición isotópica (Sr y Nd) de las series cuaternarias temprana, tardía, del derrame Ives y de un xenolito de lherzolita. Todas las rocas excepto una, tienen valores de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr entre 0.70312 y 0.70342 y de entre + 5.0 y + 5.7 (Figura 6c). La traquita del volcán Santa Clara tiene valores de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr más altos (~ 0.70611) y el valor más bajo de ε_Nd (+5), posiblemente debido a contaminación cortical (no se muestra en la Figura 6c). A pesar de que el derrame de lava Ives es distinto en varios aspectos al resto de las rocas de El Pinacate (e. g., contiene [Hy]), su composición isotópica de Sr y Nd es idéntica. Esto demuestra que Ives vino de la misma fuente (o de la misma mezcla de fuentes) que el resto de los magmas y que su composición particular se debe a un grado de fusión parcial mayor. La composición isotópica de los ejemplares estudiados, así como la de una Di separada de un xenolito de lherzolita es similar a OIB (basalto de isla oceánica) o MORB (basalto de dorsal oceánica) enriquecido, que sugiere una fuente dominada por manto astenosférico en vez de un manto litosférico enriquecido para los magmas de El Pinacate. Lynch et al. (1993) no encontraron evidencias isotópicas convincentes de una influencia de la tectónica del Golfo de California en la geoquímica de las rocas de El Pinacate, pero sí una semejanza considerable con otras localidades de tipo intraplaca de la porción norteamericana de Cuencas y Sierras (e. g., Geronimo y Kilbourne Hole; Menzies, 1989).

3.3.2. Campo volcánico de Moctezuma

Esta localidad fue estudiada por Paz-Moreno et al. (2003). Los datos que aquí se asientan se tomaron de dicho trabajo. Moctezuma está ubicado en Sonora, en las estribaciones al noroeste de la Sierra Madre Occidental (Figura 1) y se caracteriza por una asociación íntima entre rocas con [Hy] y/o [Qtz] y rocas con [Ne] (Figuras 3c y 3d). El campo volcánico se encuentra en un semigraben con rumbo NNW. La extensión en esta región inició en el Mioceno temprano como lo atestiguan basaltos (⁴⁰Ar-³⁹Ar, Pl: 22.3 Ma) intercalados con un fanglomerado que rellenó parcialmente a la estructura. Estas rocas máfi cas asociadas a las fases tempranas de extensión tienen características geoquímicas similares a los SCORBA documentados por Cameron et al. (1989) en Chihuahua. El volcanismo máfico en Moctezuma reinició en el Cuaternario (⁴⁰Ar-³⁹Ar, roca total: 1.7 Ma) después de una pausa prolongada en la actividad magmática. Las fases iniciales del volcanismo dieron origen a mesas extensas cubiertas por derrames de lava con [Hy] y/o [Qtz] que provienen de conductos fisurales ubicados cerca de la falla maestra en el lado oriental del semigraben. La actividad más reciente produjo rocas máficas alcalinas (K-Ar=0.53 Ma) que fueron expulsadas por conductos centrales localizados más hacia el centro del semigraben. Esta actividad formó conos de escoria y derrames de lava asociados. El área cubierta por las rocas volcánicas cuaternarias es de ~400 km² y su volumen estimado es <2 km³. A diferencia de otras localidades continentales de tipo intraplaca, en Moctezuma no se han encontrado xenolitos del manto o corticales, ni cristales derivados de su desagregación. La mineralogía primaria en ambos tipos de rocas máficas es: Ol+Pl+Cpx+Ilm. Las rocas saturadas con SiO₂ tienden a ser pobres en fenocristales, mientras que algunas rocas alcalinas pueden llegar a tener hasta un 30% (volumen) de los mismos. El Ol es la única fase que forma fenocristales en las rocas saturadas con SiO₂, mientras que en las hawaiitas son comunes los agregados glomeroporfídicos de Ol+Cpx+Pl. Una diferencia notable en la mineralogía de las dos suites de rocas es que el Cpx en las rocas con [Hy] y/o [Qtz] es Aug pobre en Ca o Pgt, mientras que en las hawaiitas son Aug rica en Ca o Di. Conforme a los criterios de clasificación de Le Maitre et al. (2002) y de Irvine y Baragar (1971) las rocas saturadas con SiO₂ son basaltos y andesitas basálticas subalcalinas y las rocas alcalinas son hawaiitas (Figuras 2c y 2d). En Moctezuma hay rocas transicionales que grafican en el campo alcalino pero que carecen de [Ne]. Los valores de #Mg en las rocas de Moctezuma varían de 57 a 66, pero la mayoría están entre 60 y 62. Estos valores de #Mg, así como los contenidos relativamente bajos de Ni (rocas saturadas con SiO₂: 154-220; hawaiitas: 101-203) y Cr (rocas saturadas con SiO₂: 190-322; hawaiitas: 171-272) llevan a la conclusión que estas rocas no representan magmas primarios derivados por fusión parcial de peridotitas normales del manto. El diagrama de REE normalizadas con condritas muestra patrones marcadamente distintos para las dos series (Figura 4c), con un arreglo lineal y una pendiente marcada para las hawaiitas con [Ne] (78-82 en Figura 4c), debido al enriquecimiento pronunciado de LREE, mientras que los arreglos para el otro grupo (8-82 en Figura 4c) tienen pendiente más pequeña debido a un enriquecimiento menor en las LREE. La concentración de Tierras Raras pesadas HREE es similar en ambas suites, lo que es interpretado como evidencia de Grt en la roca madre de ambas. Los diagramas multielementos normalizados respecto al manto primitivo (Figura 5c) muestran los patrones característicos de OIB para las hawaiitas con [Ne] y las rocas con [Hy] y/o [Qtz] se asemejan a aquellos de MORB enriquecido o de tholeiitas OIB. Las lavas y tefras cuaternarias de Moctezuma tienen valores elevados de ε_Nd entre +8 y +11 y bajos de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.7028–0.7036 (Figura 6c). Estos valores, y la forma de la gráfica de multielementos normalizados respecto al MORB, son interpretados por Paz-Moreno et al. (2003) como que la fuente de donde se derivan los magmas de Moctezuma estaba dominada por el manto astenosférico.

3.3.3. Mesa Cacaxta

En la región ubicada a unos 50 km al norte de Mazatlán, Sinaloa, existen varios afloramientos aislados de rocas máficas alcalinas. Aquí nos referimos a este campo como Mesa Cacaxta (Figura 1) por ser este afloramiento el más extenso (~500 km²) en la zona. La Mesa Cacaxta es un campo de lava de 3.2 Ma (⁴⁰Ar-³⁹Ar, roca total y Pl: Aranda-Gómez et al., 1997) en donde hay algunos megacristales de Pl. En Punta Piaxtla, ubicada al oeste de Mesa Cacaxta, en la costa del Golfo de California (véase localización en Figura 24 de Aranda-Gómez et al., 1997), hay hawaiitas nefelínicas de 2.1 Ma (⁴⁰Ar-³⁹Ar, roca total y Pl: Aranda-Gómez et al., 1997) con xenolitos de lherzolita de Spl (Luhr y Aranda-Gómez, 1997), piroxenita, granulitas feldespáticas y megacristales de piroxeno y Pl (Henry y Fredrikson, 1987 y Righter y Carmichael, 1993). Otros sitios, ubicados al sur de Punta Piaxtla, en donde están expuestas rocas similares son Punta Prieta, Cerro Carey, Punta Los Labrados y Punta Gruesa. Análisis químicos de dos muestras realizados por Smith (1989) indican que estas rocas son hawaiitas nefelínicas (Figura 3d). La composición de estas rocas es comparada con muestras del campo volcánico de Durango y con el basalto Metates en un diagrama de variación de Sr vs. #Mg (Figura 12).

Es notable que estas hawaiitas son contemporáneas con expansión del piso oceánico y expulsión de MORB en el vecino Golfo de California y que la Mesa Cacaxta carezca de fallamiento o inclinación que indiquen deformación. Esto contrasta con la deformación transtensional del Plioceno documentada por Umhoefer et al. (2002) en el otro lado del Golfo, en una región en donde hasta ahora no se han encontrado rocas similares con xenolitos.

Figura 12. a) Diagramas de variación de Sr vs. #Mg en el conjunto de muestras estudiadas por Smith (1989) en el campo volcánico de Durango, Mesa Cacaxta y Metates. En el recuadro en el ángulo inferior izquierdo de a) se muestra un diagrama esquemático con las tendencias lineales A, B y C identificadas por Smith. Otros símbolos: a=basaltos de arco provenientes de la FVTM (tomados de Luhr et al., 1989a, muestras MAS-21, JOR-44, 417A y 426B). M=MORB (Wood, 1979). b) El subconjunto de rocas provenientes del complejo volcánico La Breña-El Jagüey sigue la tendencia A y tiene un coefi ciente de correlación alto. Nótese que el #Mg aumentó conforme sucedió la erupción. Tomado de Pier et al. (1992). El recuadro en la parte central de a) corresponde al rango de composiciones representado en b).

 

3.3.4. Isla Isabel

Es una isla pequeña (1.5 km de largo) ubicada a 30 km de la costa de Nayarit (Figura 1). Está formada por una serie de volcanes coalescentes que fueron formados sobre la plataforma continental (Aranda-Gómez et al., 1999). Isabel está en el lado este de la boca del Golfo de California. Al sureste de la isla, dentro del continente, existe el rift de Tepic-Zacoalco (Allan, 1986), un rasgo estructural mayor en la parte occidental de la FVTM. La mayor parte de las rocas expuestas en Isabel son depósitos de tefra acumulados de nubes rasantes asociadas a la formación de conos de toba. También hay derrames de lava expuestos en los acantilados marinos y en la parte noroeste de la isla, así como algunos depósitos de escoria productos de actividad estromboliana. La composición química de las rocas analizadas por Cabral-Cano (1988) corresponde a basaltos (sensu lato) alcalinos con 5–14% peso de [Ne] similares en composición a las rocas en muchas localidades de tipo intraplaca de la porción mexicana de Cuencas y Sierras. En la isla se encuentran xenolitos de peridotitas del manto (lherzolitas de Spl y/o de Pl), algunos megacristales de feldespato y xenolitos feldespáticos raros (Ortega-Gutiérrez y González-González, 1980). No se tiene noticia de edades isotópicas de las rocas de Isabel, pero el aspecto juvenil de los derrames de lava hace suponer que la isla es cuaternaria.

3.3.5. Campo volcánico de Palomas

Está ubicado en la frontera con Estados Unidos, a unos 70 km al oeste de Ciudad Juárez (Figura 1). Cubre un área de aproximadamente 150 km². En él se han identificado más de 30 conos cineríticos, comúnmente con forma de herradura, debido a la presencia de derrames de lava que destruyeron parcialmente al edificio. En el campo también se observan diques lineales de basalto de orientación N-S y otros de forma curva. Algunos de los volcanes se encuentran en la intersección de diques. Palomas está ubicado en el flanco occidental del rift del Rio Grande y muestra algunas diferencias con los campos volcánicos en su interior (Frantes y Hoffer, 1982): (1) Palomas parece ser más antiguo, (2) en Palomas hay afloramientos de andesitas y traquitas que se consideran como diferenciados asociados a los basaltos de [Ol] y (3) están presentes lavas almohadilladas y diques. Las relaciones de campo indican que las andesitas y traquitas son más antiguas que los basaltos. En algunas localidades se han reportado xenolitos del manto. No existen edades isotópicas reportadas. Con base en comparaciones con otros campos volcánicos de Nuevo México, Frantes y Hoffer (1982) concluyen que la edad del campo volcánico es “al menos del Plioceno”.

3.3.6. Campo volcánico de Potrillo

El maar de Potrillo se encuentra ubicado justo en la frontera México-E. U. A., a ~40 km al oeste de Ciudad Juárez (Figura 1). Este volcán yace en el extremo meridional del campo volcánico de Potrillo, que cubre ~4 600 km² en el condado de Doña Ana (Nuevo México), en la parte meridional del rift del Río Grande. Durante el Cuaternario medio y tardío (~1Ma-8 ka: Williams, 2002), basalto alcalino con [Ol] fue extravasado a través de numerosos conos cineríticos, maares y al menos un volcán escudo en una región en donde existen al menos tres fallas normales mayores: Fitzgerald, Robledo y Aden. Hay evidencias de fallamiento activo (Pleistoceno tardío-Holoceno) en las dos primeras (Hoffer, 1976). Los depósitos piroclásticos asociados a la formación del maar de Potrillo fueron cortados por la falla Robledo (Williams, 2002). En el campo volcánico de Potrillo hay al menos dos localidades importantes con xenolitos: Kilbourne Hole y el maar de Potrillo, en donde se han encontrado peridotitas del manto, granulitas feldepáticas de la corteza y megacristales de Krs (Aranda-Gómez y Ortega-Gutiérrez, 1987). Las relaciones de isótopos de Pb, Sr y Nd en los cristales de Anf son semejantes a aquéllas en los OIB, lo que sugiere que son derivados de la astenósfera y las fuentes tienen afinidad con MORB enriquecido u OIB (Ben-Othman et al., 1990). Muestras colectadas en la porción norte del anillo de tefra del maar de Potrillo y en una lava asociada a un cono dan edades K-Ar de 1.23±0.06 y 1.18±0.03 Ma (Hawley, 1981).

3.3.7. Campo volcánico de Camargo

Está ubicado en la porción sureste de Chihuahua, cerca de límite con Coahuila (Figuras 1 y 13). Es el campo volcánico formado por rocas de tipo intraplaca más extenso (~3 000 km²) y voluminoso (~120 km³) hasta ahora reportado en el centro y norte de México. En él se han identificado más de 300 volcanes, principalmente conos cineríticos y lavas asociadas y algunos maares. La edad isotópica (⁴⁰Ar-³⁹Ar) de sus rocas (n=23) varía entre 4.7 y 0.09 Ma y se ha documentado un desplazamiento sistemático de la actividad volcánica de SW a NE a una tasa estimada de 15 mm/a. A diferencia de muchas otras localidades de volcanismo de tipo intraplaca en México, en Camargo la relación entre volcanismo y extensión es evidente, ya que es cortado por un graben complejo (Figura 13). Información parcial acerca de las edades de las fallas indica que es posible que también haya existido migración de la deformación, contemporánea con la actividad volcánica (Aranda-Gómez et al., 2002b). Camargo se encuentra sobre la traza sepultada de la falla de San Marcos (Figura 13), que es un rasgo tectónico mayor formado en el Jurásico (McKee et al., 1984; McKee et al., 1990) y que ha sido reactivado en cada uno de los pulsos de deformación posteriores, incluyendo la extensión del Cenozoico medio y tardío (Aranda-Gómez et al., 2005).

Hasta ahora no se ha publicado ningún estudio sistemático acerca de la petrología de las rocas máfi cas del campo. Sólo se conocen algunos datos geoquímicos (Nimz, 1989) acerca de los volcanes cercanos a La Olivina, una localidad importante con xenolitos del manto y granulitas de la corteza (Nimz et al., 1986; Rudnick y Cameron, 1991; Cameron et al., 1992; Nimz et al., 1993; Nimz et al., 1995). Con base en seis muestras de roca volcánica colectadas en las cercanías de La Olivina, Nimz (1989) indica que: (1) las rocas son basanitas con un contenido de [Ne] entre 9.4 y 15.6 y #Mg entre 56 y 66; (2) los cambios en los valores de #Mg y otros parámetros químicos se atribuyen a fraccionamiento de Cpx y Ol; (3) con base en los patrones en diagramas de REE normalizados respecto a las condritas y en diagramas de multielementos, se asienta que las concentraciones de elementos traza son muy similares a aquéllas encontradas en otras localidades con xenolitos del manto en la provincia de Cuencas y Sierras de los Estados Unidos, sin embargo los magmas de Camargo requieren de una proporción mayor de Grt/piroxeno en su fuente en comparación con otras localidades; (4) las concentraciones y proporciones de elementos traza en las rocas de La Olivina son similares a las de rocas alcalinas del Cenozoico temprano y medio del oeste de Texas, lo que se interpreta tentativamente como que puede haber una fuente común, que ha sido estable químicamente durante el Cenozoico, y que produjo los magmas en estos eventos volcánicos; (5) las composiciones isotópicas de las basanitas de La Olivina (Figuras 6d y 7c) son ε_Nd ~+3.4 a +5.2, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ~0.7030 a 0.7033, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb ~19.3 a 19.6, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb ~15.58 a 15.63, siendo los valores de Pb distintos a los de otras localidades con xenolitos en la porción septentrional de Cuencas y Sierras, tanto en el suroeste de los Estados Unidos como en México (Figura 7c). De acuerdo con Nimz (1989) esta diferencia puede deberse a contaminación con material cortical o a la presencia de un límite tectónico importante al norte de Camargo o a que el manto es considerablemente heterogéneo bajo Norteamérica. Nimz opina que la contaminación cortical es poco probable con base en la presencia de xenolitos del manto. Por otro lado, las semejanzas entre los conjuntos de xenolitos corticales de La Olivina y aquellos en Kilbourne Hole (e. g., Padovani y Carter, 1977) y en el contenido y proporción de elementos traza en otras localidades del suroeste de los Estados Unidos, llevan a Nimz (1989) a concluir que no existe un límite cortical importante al norte de La Olivina. Por tanto,las variaciones isotópicas posiblemente son debidas a heterogeneidad isotópica en el manto que subyace a América del Norte. Las basanitas de La Olivina requieren de una fuente con valores isotópicos de Pb semejantes al HIMU (manto con una alta relación U/Pb) de Zindler y Hart (1986).

Figura 13. Mapa geológico simplificado de la región del campo volcánico de Camargo (modifi cado de Aranda-Gómez et al., 2002b). Nótese la presencia de la falla de San Marcos (véase Figura 15) en la esquina SE del mapa, el cambio sistemático en la edad del volcanismo de tipo intraplaca y la presencia del graben central a través del campo volcánico. Se cree que la falla de San Marcos continúa hacia el NW, pasando abajo del campo volcánico de Camargo, sólo que la traza está sepultada debajo de rocas volcánicas cenozoicas (Aranda-Gómez et al., 2005).

3.3.8. Campo volcánico de Durango

Está ubicado en el extremo noroccidental de la Mesa Central, al este la Sierra Madre Occidental (Figura 1). Es una meseta de lava extensa que cubre un área de aproximadamente 2 100 km² (Figura 8) y tiene un volumen estimado de magma de 20 km³. En el área hay aproximadamente 100 conos cineríticos y conos de lava. La edad isotópica (K-Ar, roca total) de dos muestras colectadas en campo volcánico de Durango es <0.8 Ma (Smith, 1989). Una muestra del complejo de La Breña- El Jagüey (Figura 8) fechada por nosotros por ⁴⁰Ar-³⁹Ar dio una edad cero, lo que se cree que refleja que este es un volcán muy joven. Sin embargo, con base en el estudio de la degradación de conos cineríticos, es evidente que en el campo volcánico de Durango existen volcanes considerablemente más viejos, posiblemente del Cuaternario temprano o aun del Plioceno. La región ha experimentado varios períodos de fallamiento normal durante el Cenozoico medio y tardío. El episodio más reciente afectó al campo volcánico, como lo indican fallas normales con rumbo NW que afectan a las lavas. Alineamientos de conos cineríticos sugieren que los magmas alcanzaron la superficie a través de grietas tensionales de rumbo NW, similar al de las fallas normales cuaternarias y a fallas regionales más antiguas (Figura 13).

Smith (1989) realizó un muestreo extenso (n=93) de los productos volcánicos en el campo y obtuvo que la mayoría (82%) de las muestras contienen [Ne] (hawaiitas de [Ne], basaltos alcalinos, y basanitas) y el resto (18%) tienen [Hy] (hawaiitas de [Hy] y basaltos). En el campo no existe un patrón geográfico o estratigráfi co defi nido de distribución de las dos series y las rocas con [Hy] a veces contienen xenolitos. En un tercio de los sitios de muestreo se encontraron xenolitos del manto y/o de la base de la corteza. El #Mg de las rocas varía de 51 a 67. En los diagramas de variación de #Mg vs. elementos incompatibles se observa una dispersión considerable (Figura 12), pero se perciben al menos tres tendencias lineales distintas (A, B, C). Las tendencias A y B son subparalelas y tienen una correlación inversa con el #Mg. A corresponde a rocas con [Ne]: hawaiitas de [Ne], hawaiitas, basanitas y basaltos alcalinos. B tiene un contenido menor de elementos incompatibles y son rocas con [Hy] (hawaiitas y basaltos). C es una tendencia débil, incluye sólo a hawaiitas de [Hy] y tiene una pendiente positiva (Figura 12a) que es difícil de explicar con modelos de cristalización fraccionada o fusión parcial. Las variaciones en composición en las rocas con [Ne] pueden modelarse por cristalización fraccionada de dos paragénesis distintas, una de presión alta (Grt+Aug rica en Al+Krs+Ol) otra de presión baja (Pl+TMt+Cpx+Ol). Smith (1989) prefiere el modelo de presión alta con base en la presencia de los xenolitos de peridotita que indica que el magma ascendió rápidamente a la superfi cie. Las rocas con [Hy] poseen muchas características geoquímicas asociadas a basaltos de subducción. Smith (1989) propone la existencia de un componente, producto de subducción, que es fundido ocasionalmente para generar estas rocas. La variabilidad química de las rocas con [Hy] no puede ser explicada por cristalización fraccionada.

En contraste con los resultados obtenidos a nivel regional por Smith (1989), un estudio detallado de 16 muestras colectadas en el complejo de maares de La Breña-El Jagüey (Aranda-Gómez et al., 1992; Pier et al., 1992) muestra variaciones coherentes de la composición química que sugieren que las rocas en este complejo de maares son cogenéticas. La tendencia lineal observada en la Figura 12b es consistente con la tendencia A (Figura 12a) identifi cada por Smith (1989). El complejo está formado por dos maares, dos conos cineríticos y derrames de lava sepultados por la secuencia hidrovolcánica y al menos tres conos de salpicadura mayores que se formaron en el interior del cráter de La Breña (Aranda-Gómez et al., 1992). Las rocas son hawaiitas o basanitas con un contenido de SiO₂ que varía entre 45.8 y 48.1% peso y de [Ne] entre 4.9 y 9.7 (Figura 3d). La paragénesis primaria es Ol+Pl+Cpx+TMt+Ilm. Xenocristales derivados de las peridotitas del manto y de las granulitas feldespáticas son comunes. Un rasgo notable de algunas de las muestras postmaar es la presencia de minerales tardíos, de grano relativamente grueso, que se formaron a partir de líquidos residuales ricos en Fe y Ti y que rellenaron vesículas hasta de 1 cm de diámetro. Las fases identificadas en estas vesículas son cristales de TAug y cristales aciculares de Ilm.

El #Mg de los productos volcánicos de la Breña y El Jagüey aumentó de manera sistemática durante la evolución del complejo de maares (Figura 12b). Las muestras pre-maar tienen #Mg de 57.0 a 58.2, las escorias asociadas a las erupciones freatomagmáticas entre 58.6 y 61.2 y las escorias y lavas postmaar de 59.9 a 63.6. La mayoría de los elementos analizados exhiben cambios sistemáticos respecto al #Mg. Elementos relativamente incompatibles muestran variaciones lineales con correlaciones negativas respecto al #Mg, lo que es interpretado como evidencia de cristalización fraccionada a partir de un magma primario que sería similar a los productos volcánicos postmaar, pero con valores de #Mg>65. Sin embargo, para un rango restringido de valores de #Mg (e. g., #Mg entre 61 y 62 en la Figura 12b), la mayoría de los elementos incompatibles tienen variaciones mayores que la incertidumbre analítica, por lo que se cree que hubo algo de variabilidad en la composición de los magmas primarios, que refl eja grados de fusión parcial ligeramente distintos. Los diagramas de Tierras Raras normalizados respecto a las condritas, tienen tendencias subparalelas con un aumento del contenido total de REE con la disminución del #Mg. La información isotópica también es consistente con cristalización fraccionada. Los rangos de variación son pequeños: ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.70327– 0.70347, ε_Nd=+4.2–+5.0 (Figura 6d), ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.60– 18.61 (Figura 7c), ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.58–15.65 (Figura 7c) y ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.19–38.58. Aunque la evidencia petrográfica de contaminación con materiales del manto y de la corteza es notable, aparentemente ésta no causa variaciones elementales o isotópicas considerables.

 

3.3.9. San Luis Potosí

Las porciones central y occidental de San Luis Potosí forman parte de un altiplano semiárido conocido como la Mesa Central. La mayoría de las sierras en la parte oriental del altiplano están formadas por rocas sedimentarias marinas del Cretácico, las cuales fueron plegadas durante la orogenia Laramide. Hacia su extremo meridional, la Mesa Central está cubierta por rocas volcánicas félsicas del Terciario medio, asociadas al magmatismo de la Sierra Madre Occidental (Figura 14). La fisiografía de la Mesa Central es controlada por un conjunto complejo de fallas normales del Cenozoico medio a tardío (Figura 10c) que afectan tanto a rocas sedimentarias mesozoicas como a la cubierta volcánica (e. g., Labarthe-H. et al., 1982; Aranda-Gómez et al., 1989; Nieto-Samaniego et al., 1997). En muchos sitios aislados de San Luis Potosí hay volcanes monogenéticos del Terciario tardío-Cuaternario. En función de la presencia o ausencia de xenolitos del manto, estos volcanes pueden dividirse en dos grupos. En términos generales, los volcanes del Plioceno-Cuaternario ubicados al occidente del meridiano 100ºW contienen xenolitos del manto y/o de la base de la corteza (Figura 14). Aquellos situados al oriente generalmente carecen de inclusiones y nos referimos a ellos como los volcanes del Este de San Luis Potosí. Con base en la composición química de sus lavas y piroclastos, los conjuntos de inclusiones accidentales y la ubicación geográfica, los volcanes con xenolitos se agrupan en los campos volcánicos de Ventura-Espíritu Santo y Santo Domingo (Figuras 10a y 14).

Figura 14. Mapa geológico generalizado del estado de San Luis Potosí. En él se muestran la localización de campos volcánicos de tipo intraplaca. Las localidades al este del meridiano 100ºW (círculos en blanco) generalmente carecen de inclusiones (xenolitos y/o megacristales). Clave de localidades: M=Matehuala, SJSA=San Juan sin Agua, CA=Cerro El Apaste, SD=Santo Domingo, JC=Joya Los Contreras, EB=El Banco, JP=Joya Prieta, CS=Cerro Sarnoso, CC=Cerro Colorado, JH=Joya Honda, J=Joyuela, LP=Laguna de los Palau y SLP=San Luis Potosí.

Ventura-Espíritu Santo. Este campo volcánico está formado principalmente por conos cineríticos aislados y derrames de lava asociados, los cuales descansan sobre caliza del Mesozoico, sobre rocas volcánicas félsicas del Terciario medio, o sobre depósitos clásticos del Terciario tardío o Cuaternario. Las localidades mejor estudiadas de este campo son tres maares (Joya Honda, Joyuela y Laguna de los Palau) ubicados en la porción oriental del mismo (e. g., Labarthe-Hernández, 1978; Aranda-Gómez, 1982; Luhr et al., 1989b; Pier et al., 1989; Heinrich y Besch, 1992; Schaaf et al., 1994; Aranda-Gómez y Luhr, 1996), los cuales son importantes por la abundancia y variedad de sus xenolitos. Las edades radiométricas de los maares de Joya Honda y Joyuela, determinadas en concentrados de la matriz por el método de K-Ar son, respectivamente, 1.1 y 1.4 Ma (Aranda-Gómez y Luhr, 1996).

En comparación con otras rocas continentales de tipo intraplaca en San Luis Potosí, las de Ventura-Espíritu Santo (Figura 3c) tienen un contenido más elevado de [Ne] (hasta 28%) y algunas de ellas contienen [Lct]. Con la excepción del Bernal de Horcasitas, las rocas de tipo intraplaca de este campo son las más subsaturadas en sílice que han sido encontradas hasta ahora en la porción meridional de Cuencas y Sierras.

Santo Domingo. Estos volcanes se encuentran al noreste de Ventura-Espíritu Santo y están separados por una zona de aproximadamente 50 km de ancho en donde aparentemente no hay centros eruptivos cuaternarios (Figuras 10a y 14). Los volcanes son considerablemente más escasos en Santo Domingo y las localidades mejor documentadas son cuatro maares: Santo Domingo, El Banco, Joya de los Contreras y Joya Prieta (Labarthe-Hernández, 1978; Aranda-Gómez et al., 1993). Además existen en el área varios derrames de lava aislados, un cono cinerítico bien preservado (Cerro El Apaste) y tres campos de lava (¿escudos de lava?) más o menos extensos (San Juan sin Agua, Cerro Colorado y Cerro Sarnoso; Figura 14). En la región en donde se ubican los volcanes de Santo Domingo hay un cambio muy marcado en el rumbo de los ejes de las estructuras laramídicas. Al sur de Santo Domingo los ejes de los pliegues tienen un rumbo NW. Unos kilómetros al norte de Santo Domingo las estructuras tienen un rumbo N o NE (Figura 10a). Por tanto, se cree que en esa zona hay una discontinuidad estructural (¿una falla de basamento?) importante que fue capaz de influenciar en el estilo de la deformación laramídica durante el Terciario temprano. Esa misma discontinuidad se proyecta al sur de la sierra de Catorce hacia la parte central de Los Encinos (Figuras 10a y 10b) y en ella se encuentran centros volcánicos de edades diversas (Eoceno, Oligoceno, Mioceno y Cuaternario) lo que sugiere que también influyó repetidamente en la localización del volcanismo (Aranda-Gómez y Luhr, 1993). La mayor parte de los xenolitos del manto en los volcanes de Santo Domingo tienen fábricas miloníticas (Luhr y Aranda-Gómez, 1997), lo que argumenta a favor de deformación dúctil en el manto superior potencialmente contemporánea al volcanismo Cuaternario en Santo Domingo. Las edades radiométricas (K-Ar, matriz) de ejemplares colectados en el Cerro El Apaste y la Joya de los Contreras son 0.35 y 0.45 Ma respectivamente (Aranda-Gómez y Luhr, 1996). La diferencia más obvia en el campo entre los volcanes de Ventura-Espíritu Santo y Santo Domingo es que en los segundos son muy comunes los megacristales de Krs y los xenolitos de hornblendita y de piroxenitas con Hbl, mientras que en los primeros estos tipos de inclusiones no están presentes.

Petrología de las rocas de Ventura-Espíritu Santo y Santo Domingo. Estas rocas forman una serie petrológica bien definida, que va desde las basanitas y nefelinitas de [Ol] muy subsaturadas en SiO₂ de Ventura-Espíritu Santo hasta basaltos alcalinos y hawaiitas que dominan en Santo Domingo (Figuras 3c y 3d). La mineralogía primaria de todas las rocas es Ol+TAug+OFT±Pl. La Pl es ubicua en las paragénesis primarias de Santo Domingo, mientras que en Ventura-Espíritu Santo sólo se presenta en algunas rocas (Aranda-Gómez et al., 1993). En general, la abundancia de Pl modal disminuye conforme aumenta el contenido de [Ne]+[Lct]. Además de los minerales primarios, en las rocas hay una cantidad variable de xenocristales derivados de la desagregación de los xenolitos de peridotitas de Spl (Ol+Opx+Cpx+Spl) y en menor grado de granulitas feldespáticas (Q+Pl). En Ventura-Espíritu Santo a veces se encuentran megacristales de piroxeno (Aranda-Gómez, 1982).

El contenido de SiO₂ decrece en la secuencia hawaiita (51.2% peso), basalto alcalino, basanita, nefelinita de [Ol] (41.8% peso). En el mismo orden aumentan los contenidos de [Ne] y [Di], conforme disminuye la [Ab] y [An]. Muchos elementos tienen un comportamiento incompatible y aumentan progresivamente en la serie junto con la [Ne]: Ti, K, Na, P, Rb, Sr, Zr, Nb, Ba, La, Ce, Nd, Sm, Eu, Hf, Ta, Th y U. Todos los datos isotópicos de Sr y Nd grafican en o cerca del “arreglo del manto” y su distribución es bimodal (Figuras 6c y 6d), aunque ésta no se correlaciona con la proveniencia de las muestras, ya sea de Ventura-Espíritu Santo o Santo Domingo (Figura 6d). La distribución bimodal en los isótopos de Sr y Nd se da en el contenido de ambos isótopos y contrasta con las variaciones continuas observadas en los diagramas de variación de elementos. Una vez que se estudia por separado cada uno de los agrupamientos de datos isotópicos de Sr y Nd, para un valor dado de Nd, los datos de Sr de Santo Domingo son más radiogénicos que los de Ventura-Espíritu Santo. En contraste, los valores de isótopos de Pb no muestran una distribución bimodal (Figura 7c).

Muchas de las variaciones químicas elementales observadas pueden explicarse por fusión parcial progresiva de un manto formado por peridotita con Grt. En este esquema, las rocas de Santo Domingo representarían un porcentaje mayor de fusión parcial que las de Ventura-Espíritu Santo. De manera alternativa, las variaciones también pueden explicarse por la mezcla de magmas provenientes de dos fuentes en el manto (Luhr et al., 1989b). La variabilidad en las relaciones isotópicas de Sr y Nd no puede explicarse con un modelo simple a partir de un sólo componente en el manto ni únicamente por contaminación con rocas corticales. Pier et al. (1989) concluyeron que los datos isotópicos requieren de al menos tres fuentes en el manto: 1) una componente empobrecida, similar a la fuente de los MORB, 2) una tipo St. Helena y 3) una componente hidratada, derivada de una placa subducida. Aquí se considera que los datos de Sr-Nd de Pier et al. (1989) también pueden ser consistentes con la existencia de dos suites de magmas (véase Figura 1a en Pier et al., 1989), siendo la composición del Grupo 1 consistente con un origen en la astenósfera y la del Grupo 2 en la litósfera. Existen además evidencias sufi cientes para considerar que la contaminación con material cortical jugó un papel en la génesis de los magmas de Ventura-Espíritu Santo y Santo Domingo y es posible describir al Grupo 2 como derivado de magmas semejantes a los del Grupo 1 a través de este mecanismo. Sin embargo, la separación tan marcada entre los grupos sugiere que no puede desecharse la posibilidad de que las muestras reflejen la existencia de al menos dos fuentes en el manto y que algunos de los magmas derivados de cada una ellas hayan experimentado contaminación cortical.

Este de San Luis Potosí. Diseminados en la parte oriental del estado de San Luis Potosí y meridional de Tamaulipas (Figura 14) existen afloramientos aislados de hawaiita y basalto alcalino (Figura 2d) picrítico, la mayoría de ellos sin xenolitos o megacristales. Una excepción notable es una localidad cerca de Cárdenas (S. L. P.) en donde hay algunas peridotitas del manto. Sin duda, el volcán más importante en este campo extenso (~ 15 000 km²) es el de Las Flores (Siebert et al., 2002), ubicado en la región en donde se unen San Luis Potosí, Tamaulipas y Nuevo León (Figura 14) y que cerca de la fuente forma un área de malpaís de ~200 km². Los productos de este volcán tienen apariencia juvenil (superficies cordadas bien preservadas, tubos de lava, colapsos y costillas de presión) a pesar del clima húmedo subtropical de la región, lo que hace suponer que es muy joven. Del volcán Las Flores parte un derrame de lava excepcionalmente largo, que puede seguirse de manera continua hacia el sur por cerca de 80 km a lo largo de un valle sinclinal de la Sierra Madre Oriental. El frente del derrame se encuentra cerca de Ciudad Valles (S. L. P.). No existe un estudio geoquímico-petrológico publicado acerca de estas hawaiitas, sólo se han incluido algunos análisis en gráficas en donde se comparan algunos rasgos químicos de rocas de tipo intraplaca en México (e. g., Figura 23 en Aranda-Gómez et al., 1997) de donde se desprende que son similares a éstas. También se ignora si tienen alguna relación con el “vulcanismo del Altiplano” descrito por Robin (1976) más al sur, en el estado de Hidalgo, en donde se han reportado basaltos alcalinos y basanitas. Nuestro grupo ha analizado la composición isotópica de algunas muestras provenientes de del E de San Luis Potosí encontrando, respecto a las rocas Santo Domingo y Ventura-Espíritu Santo, valores más elevados de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (Figuras 6c y 6d) sin que haya una disminución de ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, por lo que suponemos que existe una contaminación con carbonatos de la Sierra Madre Oriental, los cuales tienen valores más altos de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

3.3.10. Coahuila

En Coahuila existen al menos tres campos volcánicos con rocas de tipo intraplaca (Figuras 1 y 15): Las Esperanzas (CVLE) cerca de Sabinas, Ocampo (CVO) en el centro del estado, y Las Coloradas (CVLC) situado en la parte noreste del bloque de Coahuila, cerca de la falla San Marcos. Los primeros dos fueron estudiados por Valdez-Moreno (2001) mientras que del tercero sólo se conoce la geoquímica isotópica de dos muestras colectadas recientemente por nosotros.

Campo volcánico Las Esperanzas. El CVLE (⁴⁰Ar-³⁹Ar, matriz: ~2.8 Ma; Valdez-Moreno, 2001) se puede dividir en dos zonas: occidental y oriental. La parte occidental se caracteriza por derrames de lava extensos, extravasados a través de fisuras localizadas en los bordes del anticlinal de la sierra de Santa Rosa (Figura 15). Estas lavas fluyeron hasta 60 km de distancia y rellenaron la paleotopografía existente. En la parte oriental del campo son comunes los derrames de lava que forman escudos con espesores hasta de 35 m (COREMI, 1994). Las rocas del CVLE tienen la paragénesis Ol+Cpx+Pl+OFT±Ap. Algunas muestras incluyen xenocristales de Ol provenientes de la desagregación de lherzolita. Otros ejemplares contienen xenocristales de Q rodeados por coronas de piroxeno. Según la clasificación TAS de Le Maitre et al. (2002), la composición de las rocas del CVLE varía de basalto a hawaiita (Figura 2d). Todas las muestras analizadas, excepto dos, contienen [Ne] (Figura 3d). Los valores de #Mg en el CVLE oscilan entre 60.5 y 66.5 (Figura 16). La mitad de las muestras tienen valores en el rango 63-73, propuesto por Green (1971) para reconocer magmas primitivos. En cambio los contenidos de Ni (118-263 ppm) y Cr (186-377 ppm) son relativamente bajos para magmas primarios, por lo que se cree que las rocas experimentaron segregación de Ol y Cpx antes de alcanzar la superficie. El estudio de diagramas de variación de #Mg vs. elementos mayores y traza indica que las rocas de occidente y oriente son dos suites que evolucionaron independientemente (Figura 16). Las características geoquímicas observadas sugieren que parte de las variaciones observadas en las suites son debidas a que los magmas representan distintos grados de fusión parcial y/o heterogeneidad de la fuente en el manto.

Campo volcánico de Ocampo. El CVO (⁴⁰Ar-³⁹Ar, matriz, ~3.4-1.8 Ma; Valdez-Moreno, 2001) es una región ~600 km² con áreas pequeñas aisladas cubiertas por lavas y piroclásticos máficos. El afloramiento más importante se encuentra cerca del poblado de Ocampo (Figura 15) y está formado por derrames de lava intracañón apilados, que en algunos lugares tiene hasta 80 m de espesor y provienen de al menos dos conos de escoria. En el CVO también hay un alineamiento ~N-S de cuatro conos y derrames de lava asociados (Figura 15). Las muestras del CVO contienen dental del CVO. Los diagramas de variación de elementos Pl+Ol+Cpx+OFT+Ap. Algunos ejemplares contienen xe-mayores vs. #Mg muestran arreglos lineares burdos. Nb y nocristales de Qtz y/o de Kspar. Según la clasificación TAS, Sr tienen correlaciones negativas con el #Mg. Elementos las rocas son basanitas, hawaiitas y basaltos (Figura 2d). incompatibles como el Zr, Sr y Nb muestran variaciones Todas las muestras, excepto una, tienen [Ne] (Figura 3d). muy amplias dentro de un rango limitado de #Mg (Figura El #Mg en el conjunto varía desde 54 hasta 66 (Figura 16). 16). Otros elementos incompatibles como Ba y Rb muestran Sin embargo, la mayoría de las muestras presentan valores tendencias semejantes, aunque su dispersión es menor. Ni, >60. Las rocas con los valores de #Mg más bajos (54-57) Cr y Co definen arreglos lineares con correlaciones positiproceden del alineamiento de conos en la porción occi-vas y dispersión baja contra el #Mg.

Figura 15. Modelo de elevación digital de la porción meridional del estado de Coahuila. En él se muestra la localización de los campos volcánicos de Las Esperanzas, Ocampo y Las Coloradas, así como los volcanes El Piojo, La Víbora y el intrusivo Tetillas. También se incluyen las fallas San Marcos (FSM) y La Babia (FLB) y otros rasgos estructurales mencionados en el texto. Nótese que en el Cinturón Plegado de Coahuila, ubicado entre la FSM y la FLB, la morfología es controlada por pliegues formados durante la orogenia Laramide (Terciario temprano) y contrasta con aquélla en el bloque de Coahuila al sur y en la Plataforma Burro-Peyotes (no se muestra en el modelo). En el Cinturón Plegado de Coahuila es común que los ejes de los pliegues formen arreglos ortogonales entre sí o cambien bruscamente de rumbo. Se cree que esto fue causado por fallas en el basamento pre-Cretácico, las cuales fueron reactivadas durante la deformación del Terciario temprano e influyeron en el plegamiento. ILM=Isla de la Mula, un rasgo paleogeográfico del Mesozoico, posiblemente limitado por fallas de basamento como se infiere de cambios del patrón de plegamiento laramídico. AO=Anticlinal de Ocampo, AV=Anticlinal La Virgen, ASM=Anticlinal Sierra La Madera, ASSR=Anticlinal Sierra de Santa Rosa, ASSMP=Anticlinal de las sierras de San Marcos y Pinos.

Figura 16. Diagramas de variación de las muestras colectadas en dos campos volcánicos de Coahuila (CVLE=Campo volcánico Las Esperanzas; CVO=Campo volcánico de Ocampo). La muestra Coa1-7 fue colectada en la porción oriental de Las Esperanzas y contiene xenocristales de Ol provenientes de una peridotita del manto. En muchos diagramas de variación Coa-17 grafica afuera de las tendencias lineales defi nidas por otras muestras de la porción oriental. Nótese que las pendientes de las tendencias lineales para muestras de occidente y oriente son radicalemente distintas por lo que se consideran como dos suites independientes. Asimismo, véase que la dispersión en los datos es considerable. Tomado de Valdez-Moreno (2001).

Petrología de las rocas del CVLE y del CVO. Una característica común de las muestras del CVLE y CVO es que están enriquecidas en los elementos traza incompatibles (LILE) y no presentan anomalías negativas de Nb y Ti (Figura 5d). Las Tierras Raras ligeras están enriquecidas con respecto a las pesadas, lo que sugiere la presencia de Grt residual en la fuente donde se originaron los magmas. La relación inicial de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (Figura 6d) varía de 0.70334 a 0.70359 para las rocas del CVLE, mientras que para las rocas del CVO la misma relación varía de 0.70337 a 0.70346. Finalmente para las rocas del CVLC varía de 0.70333 a 0.70338. En el CVLE, el ε_Nd varía de +5.0 a +5.5. En el CVO los valores del ε_Nd van de +6.0 a +6.1 (Figura 6d). Las relaciones isotópicas de ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (Figura 7c) son más altas para el CVLE (18.51–18.77) que para el CVO (18.45–18.48). ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb es similar en ambos campos volcánicos (CVLE: 15.55–15.58; CVO: 15.55–15.56) y la relación ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb es más baja para el CVO (38.08–38.18) que para el CVLE (38.29–38.38). Estos resultados fueron interpretados por Valdez-Moreno (2001) como el resultado de la marcada influencia de la fuente del manto e interacción de los magmas con la corteza continental.

 

Campo volcánico Las Coloradas (CVLC). El campo volcánico Las Coloradas forma un alineamiento paralelo con otras estructuras volcánicas menores ubicadas al noroeste, como los volcanes La Víbora y El Piojo, así como con el intrusivo subalcalino Las Tetillas con firma geoquímica de subducción (Cavazos-Tovar, 2004). Una línea que une a estos cuerpos ígneos es burdamente paralela a la traza de la falla San Marcos (Figura 15) en la parte central de Coahuila (McKee et al., 1984, 1990) y se localiza aproximadamente a 15 km al sur de ésta. Al menos en el volcán La Víbora se ha observado que existe una relación entre una falla normal, con bloque caído al sur, y la actividad volcánica. El carácter de tipo intraplaca de las rocas del CVLC se supone de: 1) su edad inferida (Plioceno-Cuaternario), 2) de su ubicación geográfica; 3) las relaciones isotópicas (Figura 6d) en dos muestras colectadas recientemente por nosotros.

Es importante destacar que el fallamiento normal del rift del Río Grande cesa abruptamente al llegar a Coahuila (Gries, 1979; Seager y Morgan, 1979). Por otro lado, en la región el magmatismo de tipo intraplaca presenta una estricta relación espacial con fallas antiguas de basamento que delimitan a bloques tectónicos. Por ejemplo, el CVLE está desarrollado justo en la base de la sierra de Santa Rosa, que aparentemente es un pliegue por doblez de falla y separa a estilos de deformación contrastantes entre el Cinturón Plegado de Coahuila (Figura 15) y la Plataforma Burro-Peyotes al noreste. Se sabe que sobre esta zona pasa la traza principal de la falla La Babia (Charleston, 1974, 1981) que es una estructura maestra de basamento de importancia regional que se encuentra sepultada debajo de los sedimentos del Cretácico y Terciario. Por otro lado, el CVO se encuentra en la parte oriental de un bloque de basamento menor dentro del Cinturón Plegado de Coahuila. Dicho bloque formó en el Mesozoico el rasgo paleogeográfico conocido como la Isla de la Mula (Jones et al., 1984). Una parte de los volcanes del CVO definen un alineamiento orientado N-S, igual al de las estructuras anticlinales menores desarrolladas durante la deformación Laramide; de esta manera, el CVO se desarrolló en una falla de basamento que delimita al borde oriental de la Isla de La Mula. Por lo anterior, concluimos que al menos en Coahuila existe una estrecha relación entre la distribución del magmatismo de tipo intraplaca y fallas de basamento generadas durante el Jurásico.

3.4. Magmatismo tardío (Plioceno temprano-Cuaternario): Región Oriental/Alcalina

Geomorfológicamente coincide con la planicie costera del Golfo de México y sus complejos magmáticos han sido englobados en la provincia Alcalina Oriental de México (Demant y Robin, 1975), que es una franja de actividad magmática con una historia larga y compleja. En la región ha habido actividad magmática intermitente desde el Terciario temprano hasta el Reciente. Geográficamente la región Oriental/Alcalina se extiende como un cinturón de orientación NNW a NS (Figura 1) a lo largo de la planicie costera del Golfo de México y en lugares parece traslapar sobre la Sierra Madre Oriental (Demant y Robin, 1975). Durante el Oligoceno, la actividad magmática en la región fue aproximadamente paralela a la paleotrinchera del Pacífi co (Ramírez-Fernández et al., 2000). En su extremo septentrional la región Oriental/Alcalina se une a la provincia de Transpecos en Texas. Al sur parece estar parcialmente cubierta por la FVTM y/o interactuar de manera compleja con ella. Conforme a la interpretación de Robin (1982) la provincia Alcalina Oriental continúa al sur de la FVTM y llega hasta la región de los Tuxtlas en la parte sur del estado de Veracruz. En el extremo septentrional de la región Oriental/Alcalina el magmatismo contemporáneo a la subducción de la placa Farallón ha sido interpretado como asociado a extensión transarco (Demant y Robin, 1975) o como asociado a subducción, por el aumento de la profundidad de fusión asociada a la zona de Benioff al migrar el arco hacia el oriente (e. g., Clark et al., 1982). En Transpecos se ha documentado un cambio en la composición geoquímica de las rocas ígneas, de arco magmático continental a volcanismo de tipo intraplaca, que se asocia a una variación en el régimen tectónico (inicio de la extensión Cuencas y Sierras en esa región) y que sucedió en el lapso ~32-28 Ma (James y Henry, 1991). En el cinturón Candela-Monclova, la sierra de Tamaulipas y en la sierra de San Carlos (Figura 1) los intrusivos más antiguos (Eoceno tardío-Oligoceno temprano) tienen firmas geoquímicas relacionadas con la subducción de la placa Farallón, mientras que intrusivos más jóvenes (~30 Ma) y rocas volcánicas expuestas alrededor de ellos tienen composiciones congruentes con un ambiente extensional de tipo intraplaca (Viera-Décida, 1998; Ramírez-Fernández et al., 2000; Chávez-Cabello, 2005). En las partes norte y central de Veracruz (Figura 1) hay cuatro regiones en donde se ha documentado (Orozco-Esquivel et al., 2003; Ferrari et al., 2005) volcanismo del Neogeno (Mioceno tardío-Cuaternario): 1) Tlanchinol-Huautla; 2) Alamo-sierra de Tantima; 3) Poza Rica; 4) Chiconquiaco-Palma Sola. La última región coincide con el extremo oriental de la FVTM. Estas localidades en Veracruz y las localidades aisladas al sur de la sierra de Tamaulipas (Bernal de Horcasitas y cerros Auza, Nopal y El Murciélago: Figura 17) fueron descritas por Robin (1976) como el “vulcanismo de las planicies de la Huasteca”.

Figura 17. Bosquejo de la distribución de rocas ígneas alrededor de la sierra de Tamaulipas (simplificado de Ramírez-Fernández, 1996 y Treviño-Cázares, 2001). El volcán de Las Flores es considerado en este trabajo como parte del campo volcánico del E de San Luis Potosí (véase Figura 14).

3.4.1. Sierra de San Carlos-Cruillas

Este extenso complejo alcalino está formado por afloramientos aislados de rocas ígneas en un área de aproximadamente 5 000 km². Ha sido estudiado por Nick (1988), Ramírez-Fernández et al. (2002) y Rodríguez-Saavedra (2003), está compuesto por: (1) plutones (gabro-sienitamonzonita) que fueron emplazados durante el Terciario medio (32-28 Ma: Bloomfield y Cepeda-Dávila, 1973; Romer y Heinrich, 1999) en caliza y lutita del Mesozoico; (2) enjambres de sills (pórfidos gabroicos) y diques (basalto > fonolita); (3) cuellos volcánicos y derrames de basalto de [Ol] y traquibasalto. Se cree que la facies volcánica es producto de una actividad tardía, posiblemente asociada a extensión, y se sabe que es portadora de xenolitos del manto (Treviño-Cázares, 2001). Las relaciones petrológicas entre los distintos componentes del complejo no son claras ni directas y se considera que los magmas básicos provienen del manto mientras que las fases magmáticas más evolucionadas son productos de cristalización fraccionada en cámaras magmáticas estratifi cadas (Ramírez-Fernández et al., 2002). Se desconoce la edad isotópica de las rocas volcánicas de tipo intraplaca postoligocénicas.

3.4.2. Complejo magmático de la sierra de Tamaulipas

La sierra de Tamaulipas se encuentra entre la Sierra Madre Oriental y la costa del Golfo de México (Figura 17). Es un anticlinorio con orientación N-S desarrollado en caliza cretácica. En una región de aproximadamente 3 600 km² (Ortega-Gutiérrez et al., 1992) están expuestos cuerpos intrusivos alcalinos con composiciones que van de gabro a granito (sensu lato). En la porción central de la sierra se ubica el complejo El Picacho (Figura 17) en donde hay gabro de [Ol], diorita de Krs, sienita nefelínica, rocas hiperalcalinas con nefelina, diques de carbonatita (Ramírez-Fernández et al., 2000) y vetas hidrotermales ricas en Ap, Bri y Calc (Elías-Herrera, 1984; Elías-Herrera et al., 1990, 1991). Se desconoce la edad isotópica de El Picacho, pero con base en relaciones de campo se estima que puede ser entre el Oligoceno y Mioceno. Otras edades reportadas para rocas intrusivas de la sierra de Tamaulipas oscilan entre 31.5 y 17.5 Ma (Cantagrel y Robin, 1978; Seibertz, 1990; Camacho-Angulo, 1993). Las rocas de El Picacho son interpretadas por Ramírez-Fernández et al. (2000) como una asociación característica de carbonatitaijolita-roca félsica alcalina desarrollada en un ambiente de tipo intraplaca a partir de magmas provenientes del manto. Con base en la presencia de cristales intersticiales de calcita en las sienitas nefelínicas y de la composición isotópica (C y O) de los mismos se cree que las carbonatitas se originaron por inmiscibilidad de un líquido carbonatítico a partir de un magma silíceo rico en CO₂. Las vetas de Ap, Bri y Calc son interpretadas por Ramírez-Fernández et al. (2000) como un segundo líquido inmiscible formado a partir del magma carbonatítico aunque para Elías-Herrera (1984) son rasgos hidrotermales.

En la periferia de la sierra de Tamaulipas hay varios campos volcánicos del Cenozoico tardío (Figura 17). Para su descripción se dividen en los campos volcánicos de Llera de Canales, ubicado al oeste de la sierra y de Aldama-sierra de Maratínez, localizado al este. Al sur de 214 Aranda-Gómez et al. la sierra hay afloramientos aislados de rocas alcalinas. Al menos en dos localidades cercanas a Ébano (S. L. P.) se han encontrado xenolitos de peridotita (Cerro Nopal y Auza: Treviño-Cázares, 2001).

 

Llera de Canales. Al occidente de la sierra de Tamaulipas, justo al pie de la Sierra Madre Oriental (Figura 17), existe una serie de mesetas cubiertas por capas delgadas de lava (<10 m), las cuales yacen hasta 200 m arriba del nivel actual de los ríos principales de la región. En la misma zona ocurren cuellos volcánicos que son conocidos en la región como “bernales”. Las rocas máficas de la región incluyen basanitas, basaltos alcalinos y hawaiitas (Figura 3d). Estas rocas máficas muestran características geoquímicas de magmas relativamente primitivos (#Mg<62, Ni=210 ppm, Cr<345 ppm) y su contenido de REE sugiere que fueron generados por fusión parcial de lherzolita con Grt y Anf (Ramírez-Fernández, 1997). La hawaiita del Cerro La Clementina tiene una edad isotópica (K-Ar) de 2.4 Ma (Camacho-Angulo, 1993). Edades ⁴⁰Ar-³⁹Ar reportadas en un resumen por Aranda-Gómez et al. (2002a) para muestras colectadas en el área son del Plioceno temprano (~5 Ma). En este campo existen varias localidades importantes con xenolitos del manto, algunas de las cuales fueron reportadas por Pettus (1979) y estudiadas en más detalle por Treviño-Cázares (2001).

Aldama y Sierra de Maratínez. El campo volcánico de Aldama está ubicado en la planicie costera del Golfo de México, inmediatamente al este de la Sierra de Tamaulipas (Figura 17). El campo tiene una superfi cie estimada de ~800 km² y en él hay aproximadamente 20 volcanes, principalmente conos cineríticos y derrames de lava asociados. Los conos están moderadamente bien preservados, lo que en un clima húmedo subtropical hace suponer que son relativamente jóvenes. Treviño-Cázares (2001) informa acerca de edades de K-Ar (2.6 y 1.4 Ma) obtenidas por Camacho-Angulo (1993) en muestras provenientes de la región de Aldama. Con base en la morfología de los volcanes suponemos que puede haber rocas más jóvenes que aquéllas fechadas. La composición de sus productos varía de traquita a basalto alcalino (Figura 2c), siendo ésta junto con Palomas y el volcán (El Pinacate), las únicas localidades continentales del Plioceno-Cuaternario de rocas de tipo intraplaca en el centro y norte de México en donde se han reportado rocas tan evolucionadas. Nuestros datos isotópicos (Sr y Nd) inéditos acerca de esta serie de rocas muestran que las traquitas y basaltos son isotópicamente similares (Figura 6d) y, por tanto, probablemente son cogenéticos. Al parecer las primeras erupciones fueron de traquita y fonolita y fueron seguidas por la emisión de basalto a partir de conos cineríticos (Siebert et al., 2002). Aunque Vasconcelos et al. (2002) consideran a la serie de rocas de Aldama como bimodal, en el diagrama TAS de la Figura 2c se aprecia que forman una tendencia más o menos continua dentro del rango de basalto a traquita. El grupo de rocas máficas está compuesto por basalto alcalino, basalto subalcalino y hawaiita (Figura 3d). Las rocas más evolucionadas son benmoreitas y traquitas con paragénesis: Sa+Anor+Ne+Ol fayalítico+Aug egirínica. Las traquitas forman dos grupos, el primero contiene [Ne] y [Ol] y el segundo [Hy] y [Qtz]. Los patrones de REE obtenidos por Ramírez-Fernández (1997) muestran un enriquecimiento en LREE respecto a los HREE (Figura 5c), con anomalías positivas de Eu en algunas de las muestras con [Hy] y [Qtz] y anomalías negativas en el mismo elemento en las rocas del grupo [Ne] y [Ol].

Al norte de Aldama está ubicada la sierra de Maratínez (Figura 17) en donde existen una serie de afloramientos aislados de rocas volcánicas máficas del Cenozoico medio o tardío. En comparación con Aldama, estos derrames de lava están profundamente intemperizados. Las cuatro muestras analizadas por Ramírez-Fernández (1996) son basaltos alcalinos (Figura 2d). Los afl oramientos definen un alineamiento notable de unos 60 km de longitud con rumbo NNW (Ortega-Gutiérrez et al., 1992). En estos dos campos volcánicos no se han reportado xenolitos del manto. Nosotros hemos encontrado algunos xenolitos feldespáticos, aparentemente derivados de rocas intrusivas similares a las que afloran en la sierra de Tamaulipas.

Bernal de Horcasitas y cerros Auza, Nopal y El Murciélago. Son afloramientos aislados ubicados al sur de la sierra de Tamaulipas (Figura 17). Se desconoce si existe una relación entre estas localidades y los intrusivos expuestos en la sierra. El Bernal de Horcasitas es un cuello volcánico que se eleva 750 m de sus alrededores, tiene una edad isotópica K-Ar de 28 Ma (Cantagrel y Robin, 1978) y está compuesto por foidita de [Ol] (Figura 2c) con contenidos elevados de K₂O, TiO₂ y P₂O₅ (Ramírez-Fernández, 1996). En la planicie al oriente de Tampico se encuentran los cerros: (1) El Murciélago, compuesto por dique-estratos de tinguaita emplazados en lutita mesozoica, (2) El Nopal formado por fonolita peralcalina y (3) Auza formado por basanita. En las dos últimas localidades se han reportado xenolitos de peridotita (Treviño-Cázares, 2001). Los cerros Nopal y Murciélago son lacolitos con diquestratos pequeños asociados; su edad inferida es Mioceno (Robin, 1976). El cerro Auza es un domo subvolcánico (Robin, 1976).

3.4.3. Norte y centro de Veracruz

Orozco-Esquivel et al. (2003) reportan las edades isotópicas (K-Ar) y las características geoquímicas de las rocas ígneas del Neogeno en esta extensa región (~100 x 200 km). De norte a sur, los campos volcánicos que ellos estudiaron son: 1) Tlanchinol-Huautla en donde afloran basanitas y hawaiitas con edades de 7.4 a 5.7 Ma; 2) Alamo-Tantima con basaltos alcalinos de 7.5 a 6.6 Ma; 3) Poza Rica con basaltos alcalinos y hawaiitas del Cuaternario (1.6-1.3 Ma); 4) basaltos alcalinos y hawaiitas (7.0-2.0 Ma) en Chicoanquiaco-Palma Sola. Las rocas en los campos 1) y 2) tienen afinidad con los OIB (Nb=33-90 ppm, Ba/ Nb=6.7-8.1, Zr/Nb=3.7-6.5, La/Yb=14.6-28.5) y pueden ser modeladas por grados bajos de fusión parcial a partir de una lherzolita enriquecida, con Grt y Hbl como fases residuales. En el área 3) coexisten productos de volcanismo asociado a subducción y tipo OIB. En Chiconquiaco-Palma Sola presentan una firma clara de actividad relacionada con subducción (Nb=16-22 ppm, Ba/Nb=10.7-23.3, Zr/Nb=10.5-16.1, La/Yb=6.5). Gómez-Tuena et al. (2003) atribuyen los cambios en el tiempo de las características geoquímicas de la región de Palma Sola a la inyección de distintos componentes asociados a la subducción (corteza oceánica, sedimentos, fluidos) dentro de una cuña del manto compuesta por un manto enriquecido tipo OIB. De acuerdo con su modelo, las variaciones temporales en el ángulo de la zona de Benioff controlaron el material que fue fundido.

Las edades reportadas por Orozco-Esquivel et al. (2003) no se ajustan al modelo de Robin (1982), quien propuso que el volcanismo cenozoico en la región Oriental/Alcalina es de tipo intraplaca, está asociado a fallamiento normal paralelo a la costa del Golfo de México y migró de norte a sur a partir del Eoceno hasta el presente (región de los Tuxtlas). Claramente, no existe una sucesión ordenada de la edad del volcanismo en esta área.

4. Sumario y Conclusiones

4.1. Localidades oceánicas

Las islas se encuentran ubicadas sobre o cerca de dorsales volcánicas abandonadas y sus productos representan a los magmas formados después de que cesó la generación de piso oceánico. Como un todo, la composición química de las rocas estudiadas varía de basalto alcalino a riolita (Figura 2a). En Guadalupe las muestras forman una serie basalto-traquita, completa y coherente, incluyendo a todos los miembros intermedios (hawaiita, mugearita y benmoreita). Las variaciones en la serie pueden modelarse con éxito por cristalización fraccionada a partir de un basalto alcalino de conjuntos de minerales similares a las paragénesis observadas en las muestras, a presiones entre 2 y 10 kb. Los valores relativamente homogéneos de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.70321-0.70330) son consistentes con esta hipótesis.

Las muestras estudiadas de Socorro son claramente bimodales (Figura 2a), con basaltos y hawaiitas en un extremo y traquitas y riolitas en el otro. Socorro es un caso excepcional entre las islas oceánicas, ya que la parte subaérea del volcán, que se cree que es basáltico, es dominada (~80%) por rocas félsicas. El volumen estimado de este volcán alcalino es veinte veces más grande que el del campo volcánico de Camargo, que es el ejemplo más extenso de actividad intraplaca en la porción continental del centro y norte de México.

Al parecer, no hay un modelo simple que explique la geoquímica de las muestras de Socorro. Algunas de las variaciones elementales en las rocas máficas de Socorro pueden modelarse por cristalización fraccionada de Pl+Cpx+Ol+OFT a presión baja, a partir de un magma basáltico alcalino. Sin embargo, las anomalías en Ce, P₂O₅, Ba y REE intermedias (Figuras 4a y 5a) no pueden ser explicadas por ese proceso. Estos valores anómalos, así como variaciones en el Sr radiogénico (Figura 6a), son atribuidos a contaminación con componentes provenientes de corteza oceánica somera, sedimentos metalíferos o Ap formado en etapas previas en el sistema magmático o por contaminación con agua de mar o fl uidos hidrotermales.

El conjunto de rocas félsicas de Socorro no puede derivarse de un basalto alcalino por cristalización fraccionada. Las traquitas pueden haberse generado por 5-10% de fusión parcial de un basalto alcalino. Por otro lado, la cristalización fraccionada de Cpx+Ol(rico en Fe)+Ilm+Ap a partir de una traquita es un proceso factible para la generación de las riolitas. Al igual que con las rocas máficas, algunas anomalías de Ce y algunas REE (Figuras 4a y 5a) se atribuyen a asimilación de sedimentos hidrotermales y los cambios en los isótopos de Sr a interacción con un sistema hidrotermal dominado por agua marina.

4.2. Localidades continentales

En la literatura no existen estudios petrogenéticos sistemáticos y detallados acerca de muchas de las localidades incluidas en la Figura 1, como Isla Isabel, Mesa Cacaxta y E de San Luis Potosí. De estos campos sólo se han incluido análisis de muestras aisladas en gráficas en donde se comparan algunos rasgos químicos de rocas de tipo intraplaca en México (e. g., Figura 23 en Aranda-Gómez et al., 1997) de donde se desprende que son similares a éstas. En otros sitios, como los volcanes cerca de Fresnillo, Sombrerete y Nieves (Zac.) sólo hemos inferido la existencia de actividad de tipo intraplaca por la presencia de xenolitos del manto en las rocas máficas y por la ubicación geográfica y entorno geológico de estas regiones. Algunas de las localidades con xenolitos del manto reportadas en la Figura 1 del trabajo de Aranda-Gómez y Ortega-Gutiérrez (1987) no son incluidas en esta nueva compilación. Por ejemplo, las localidades Jiménez, Lago Jaco y La Olivina en Chihuahua, ahora sabemos que corresponden al campo volcánico de Camargo. En El Cardel, Puente Negro y Los Tuxtlas en la región del Golfo de México no se ha podido constatar la existencia de inclusiones del manto. En cambio, Gómez-Tuena et al. (2003) y Blatter y Carmichael (1998) han documentado xenolitos en o cerca de la FVTM. Estas localidades junto con campos volcánicos con rocas OIB en el FVTM son excluidas de esta discusión por su asociación o proximidad geográfica y temporal con magmas de arco que hacen su interpretación petrológica y tectónica más complicada que la de las localidades descritas en este artículo.

4.2.1. Distribución geográfi ca y asociación con provincias y/o rasgos tectónicos regionales

Asumiendo que todos los campos volcánicos continentales mostrados en la Figura 1 son debidos a actividad de tipo intraplaca del Cenozoico medio-tardío, se observa que ésta se presenta en toda la región ubicada al norte de la FVTM (Figura 1), independientemente de la placa tectónica (Pacífico o América del Norte), de las provincias volcánicas más antiguas, de los límites entre provincias tectónicas actuales y de las fronteras entre los terrenos tectonoestratigráficos propuestos por distintos autores (e. g., Campa y Coney, 1983; Sedlock et al., 1993).

Ciertamente, la mayoría de los campos con xenolitos del manto en la zona continental se hayan en la porción meridional de Cuencas y Sierras (Figura 1), pero hay localidades que yacen en donde las fallas normales no son obvias o cuantitativamente importantes en la geología expuesta en la superficie. Ejemplos notables son: 1) San Quintín que está en la porción estable de la península de Baja California, al occidente del Escarpe Principal del Golfo (Gastil et al., 1975); este campo yace en un sitio en donde la plataforma continental es muy estrecha y en donde con base en estudios geofísicos se ha argumentado que existe un semigraben que está enmascarado por un depósito grueso de sedimentos sin litifi car (Espinosa-Cardeña et al., 1991; Almeida-Vega et al., 2000); 2) Los campos volcánicos de Las Esperanzas y Ocampo, Coahuila, se hayan en una región en donde el fallamiento relacionado a la extensión del Cenozoico pudo ser suprimido o enmascarado por la presencia de paquetes gruesos de evaporitas (e. g., Gries, 1979) de la secuencia mesozoica acumulada en la Cuenca de Sabinas; 3) En las localidades ubicadas alrededor de la sierra de Tamaulipas, ubicadas en la planicie costera del Golfo de México, una provincia que actualmente está en un régimen extensional 217 Volcanismo intraplaca del centro-norte de México (Suter, 1991) y en donde se ha argumentado que debe de existir extensión causada por deslizamiento gravitacional hacia un depocentro ubicado en el Golfo de México (Bryant et al., 1968); 4) El modelo propuesto por Robin (1982) para el origen del volcanismo en la provincia Oriental/Alcalina ha sido cuestionado con base en datos nuevos (Ferrari et al., 2005). El análisis del entorno estructural de los campos volcánicos en el norte y centro de Veracruz ha mostrado que en la región no existe fallamiento normal contemporáneo con el volcanismo y paralelo a la costa del Golfo de México. Por tanto, el magmatismo no puede estar asociado a rifting. Los alineamientos de volcanes y las elongaciones de los cuellos volcánicos son paralelos a fallas de basamento con rumbos NE a ENE y NW a NNW que fueron formadas en el Jurásico durante la apertura del Golfo de México. Se cree que estas estructuras corticales facilitaron y controlaron el ascenso de los magmas, que son atribuidos a una anomalía térmica transitoria causada por la ruptura y hundimiento de la placa subducida (Cocos).

Algunos de los campos volcánicos de tipo intraplaca más voluminosos y extensos del norte de México (e. g., Camargo y Durango: Smith, 1989, 1993; Aranda-Gómez et al., 2002b) muestran evidencias de que el volcanismo y la extensión cortical fueron al menos en parte simultáneos, ya que los campos de lavas fueron cortados por fallas normales que a su vez fueron sepultadas por material volcánico más reciente (Aranda-Gómez et al., 2002b). Algunas de estas estructuras exceden el tamaño del área donde se ubican los volcanes y continúan en regiones adyacentes (Figuras 8 y 13). En Durango y Camargo se ha argumentado que esos sistemas de fallas normales fueron formados en el Terciario y reactivados en el Cuaternario (Aranda-Gómez et al., 1997, 2002b). En otros sitios, como en los campos de Moctezuma (Son.), Rodeo-Nazas y Río Chico (Dgo.) los conductos volcánicos se encuentran asociados y/o alineados a lo largo de fallas normales regionales y los productos volcánicos están intercalados con depósitos de grava que rellenaron parcialmente a fosas tectónicas activas al tiempo de su acumulación, lo que también es evidencia de que la extensión y el volcanismo de tipo intraplaca fueron contemporáneos (e. g., Aranda-Gómez et al., 1997; Luhr et al., 2001). Sin embargo, la mayoría de las veces el nexo entre extensión y magmatismo de tipo intraplaca es tenue, como en Ventura-Espíritu Santo (S. L. P.) y en el campo volcánico de Los Encinos (S. L. P.) en donde en el ámbito regional parecen existir discontinuidades estructurales importantes (Figura 10), pero que son difusas y/o no han sido formalmente documentadas en la literatura.

La ubicación geográfica de algunos campos sugiere que el ascenso de magmas de tipo intraplaca en algunas regiones fue influenciado por fallas regionales antiguas como las fallas de San Marcos (McKee y Jones, 1979; McKee et al., 1984, 1990), San Tiburcio (Mitre-Salazar, 1989) y el sistema de fallas del río Santa María (S. L. P.-Zac.) que delimitan dominios tectónicos regionales en el basamento y que fueron reactivados en eventos tectónicos posteriores (e. g., Aranda-Gómez et al., 2002b, 2004).

4.2.2. Consideraciones petrológicas

Variaciones en la petrogénesis en relación con un ambiente tectónico cambiante. Hay evidencias claras de que la geoquímica y procesos petrológicos involucrados en la evolución de las rocas de tipo intraplaca del Oligoceno tardío y el Plioceno-Cuaternario difi eren signifi cativamente. Los procesos de asimilación y cristalización fraccionada (AFC) jugaron un papel muy importante en la petrogénesis en las primeras. Esto se ve reflejado en contaminación selectiva con elementos provenientes de rocas corticales (Figuras 5b y 9) y evidencias claras de cristalización fraccionada a presiones relativamente altas. Datos clave empleados para apoyar estas conclusiones son: 1) en comparación con rocas de tipo intraplaca más jóvenes, las rocas de tipo intraplaca tempranas tienden a ser relativamente más evolucionadas (hawaiitas) y usualmente contienen conjuntos complejos de megacristales y xenocristales; 2) los megacristales pueden o no ser cogenéticos con las roca huésped, pero provienen de magmas con un origen inferido similar, pero que llegaron a ser más evolucionados que la roca huésped; 3) las lavas y tefras en ocasiones incluyen xenolitos parcialmente digeridos de granulitas feldespáticas y/o de gabros cristalizados a presión relativamente alta; 4) la paragénesis en los xenolitos es igual o semejante a la mineralogía del conjunto de megacristales/xenocristales, lo que indica que estos últimos provienen de la desagregación/asimilación de esas rocas; 5) la ausencia de xenolitos de peridotita en las rocas máficas del Oligoceno-Mioceno implica un ascenso significativamente más lento que el de las rocas del Plioceno-Cuaternario que sí los contienen; 6) la presencia en Los Encinos de algunas rocas primitivas sin contaminar, cuya geoquímica es muy similar a la de rocas del Plioceno-Cuaternario y que se encuentran en uno de los extremos de “vectores de mezcla” observados en ciertos diagramas de variación (e. g., Figura 9).

El modelo propuesto por Luhr et al. (2001) para explicar las diferencias geoquímicas y petrológicas entre los magmas de tipo intraplaca tempranos y los tardíos en la porción meridional de Cuencas y Sierras alude a un cambio progresivo en las condiciones tectónicas y en el estado térmico de la litósfera. En el Oligoceno medio (ca. 32 Ma) hubo en la parte oriental de la porción meridional de Cuencas y Sierras una transición de compresión ENE a extensión ENE (e. g., Henry y Aranda-Gómez, 1992). La generación y ascenso de magmas de tipo intraplaca, caracterizados por enriquecimientos de Ti, Nb y Ta, pudo haber comenzado simultáneamente o un poco después de este cambio. El inicio de la extensión también coincidió con la fase paroxísmica (fl are-up) del volcanismo ignimbrítico de la Sierra Madre Occidental (e. g., McDowell y Keizer, 1977; Aranda-Gómez et al., 2000), lo que causó un calentamiento en la litósfera y trajo como consecuencia el ascenso de la transición dúctil-frágil en la corteza.

Bajo estas circunstancias, la posibilidad de que estructuras frágiles penetraran profundamente fue cancelada, por lo que el ascenso de magmas de tipo intraplaca a la superficie posiblemente no sucedió. Consecuentemente, los primeros magmas de tipo intraplaca cristalizaron en la corteza profunda formando plutones gabroicos e intrusivos cogenéticos más diferenciados. Conforme la litósfera se fue enfriando la transición frágil-dúctil descendió, lo que permitió formación de conductos para que algunas hawaiitas ascendieran más eficientemente y llegaran a la superfi cie. Al atravesar lentamente la corteza, estos magmas de 24-11 Ma incorporaron megacristales y algunos xenolitos producto de la cristalización/diferenciación de los primeros magmas de tipo intraplaca que nunca arribaron a la superfi cie; también tuvieron tiempo de interactuar con la corteza contaminándose selectivamente con los elementos más incompatibles, como Cs, Th, U y Rb (Figuras 5b, 5c y 9), en los minerales más usuales de la corteza (e. g., Qtz) y para diferenciarse por cristalización fraccionada, lo que resultó en rocas más evolucionadas que las del Plioceno-Cuaternario. En contraste, las rocas de tipo intraplaca plio-cuaternarias tienden a ser más primitivas y comúnmente arribaron a la superficie con xenolitos grandes de la corteza profunda y del manto superior. Su composición geoquímica señala que experimentaron comparativamente poca diferenciación y contaminación con material cortical. Estas características son congruentes con ascenso a través de estructuras frágiles formadas en una etapa más avanzada de la extensión ENE a NE, que penetraron más profundamente y que posiblemente fueron favorecidas por una corteza más fría. Este modelo es congruente con los datos derivados de las rocas del Oligoceno tardío de Rodeo-Nazas, en el estado de Durango, y aquellas de Mioceno medio en Los Encinos en San Luis Potosí y Zacatecas, y Metates, en Durango. Debido a que no se han documentado otras localidades con este tipo de volcanismo temprano, no es posible establecer si es de aplicación general para toda la porción meridional de la provincia de Cuencas y Sierras.

La localidad con rocas alcalinas más antiguas es Bernal de Horcasitas (28 Ma). Su composición química es más extrema que la de la mayoría de las muestras de la PENM y sólo comparable con otras localidades ubicadas en la provincia Oriental/Alcalina (Figura 2c). Su contenido de Tierras Raras ligeras e intermedias es considerablemente más elevado que el de todas las rocas continentales tempranas o del Plioceno-Cuaternario (Figuras 4b y 4c). Hasta donde sabemos, en esta localidad no se han reportado megacristales ni xenolitos del manto, y en el diagrama de multielementos (Figuras 5b y 5c) no se observan los enriquecimientos característicos en algunos elementos incompatibles documentados en las localidades tempranas de la provincia Cuencas y Sierras. Por estos motivos creemos que el modelo arriba esbozado puede no ser aplicable para esta localidad.

Cambios seculares en las fuentes de los magmas de tipo intraplaca. Con base en las variaciones en composición (elemental e isotópica) de las rocas de tipo intraplaca, en la porción norteamericana de Cuencas y Sierras se ha inferido que en los últimos 5-10 Ma las fuentes de los magmas máficos han cambiado de una parte somera del manto litosférico a una fuente más profunda en la astenósfera (e. g., Perry et al., 1987; Fitton et al., 1991). En contraste, las rocas de tipo intraplaca oligoceno-miocénicas (24-10 Ma) de México (i. e., Rodeo-Nazas, Los Encinos y Metates) tienen contenidos de elementos traza que generalmente se asocian con magmas astenosféricos y composiciones isotópicas que sugieren una fuente litosférica más somera. Las evidencias de contaminación cortical significativa documentadas por Luhr et al. (1995b, 2001) hacen pensar que estos magmas no reflejan fielmente la geoquímica de sus fuentes ya que los procesos experimentados durante su ascenso oscurecen muchas de las características geoquímicas heredadas directamente de las rocas madre. Estos autores concluyen que en la porción meridional de Cuencas y Sierras no hay evidencias incontrovertibles de una variación en las fuentes durante la evolución de esta parte de la provincia. Cabe señalar que Paz-Moreno et al. (2003) argumentan a favor de un cambio en la fuente de magmas máficos en Moctezuma (Son.) de manto litosférico en las primeras etapas (Mioceno temprano) de la extensión a manto astenosférico en el Cuaternario, siendo esto similar a lo que se ha observado en el suroeste de los Estados Unidos. Por otro lado, la distribución bimodal de los datos isotópicos de Ventura-Espíritu Santo y Santo Domingo (Figura 6d) deja la posibilidad de interpretar la existencia de dos fuentes, una en la astenósfera y otra en la litósfera, en dos campos cuaternarios de la porción meridional de Cuencas y Sierras.

Composiciones extremas observadas. Con la excepción del Bernal de Horcasitas, las rocas volcánicas más subsaturadas en sílice son aquellas que forman al campo Ventura-Espíritu Santo, en San Luis Potosí. Asumiendo fuentes similares, compuestas por lherzolita de Grt, la diferencia entre la composición de las rocas de Ventura-Espíritu Santo y Santo Domingo, en San Luis Potosí, podría ser explicada por un grado de fusión mayor para las rocas de Santo Domingo. En un estudio sistemático de xenolitos de peridotita en México, las presiones y temperaturas de equilibración más elevadas calculadas corresponden a las muestras provenientes de Ventura-Espíritu Santo (Luhr y Aranda-Gómez, 1997). Existen evidencias de que este campo se encuentra en una región que ha experimentado varios pulsos de extensión (Aranda-Gómez et al., 2000) desde el Oligoceno medio (~30 Ma), lo cual no difiere radicalmente de otras regiones en donde ocurren rocas de tipo intraplaca de edades similares (e. g., Santo Domingo, S. L. P., y Durango), pero con composiciones más evolucionadas (e. g., Aranda-Gómez et al., 1997). El estudio detallado de xenolitos del manto provenientes de esta región y la posición geográfi ca de Ventura-Espíritu Santo ha hecho pensar a Heinrich y Besch (1992) que en esta zona existe una perturbación térmica en el manto superior causada por extensión trasarco asociada a la actividad cuaternaria de la FVTM. Hasta ahora no se han explorado las implicaciones de este pulso térmico en la generación de los magmas que transportaron a los xenolitos a la superficie.

Con la excepción de las traquitas en el volcán Santa Clara del Pinacate y algunas rocas en Palomas, las series magmáticas de los campos volcánicos de San Carlos-Cruillas y de Aldama, en Tamaulipas, incluye a las únicas traquitas de tipo intraplaca (Figura 2c) documentadas al norte de la FVTM. De acuerdo con nuestros datos inéditos, la composición isotópica de las traquitas de Aldama es similar a las rocas máficas alcalinas asociadas (Figuras 6d y 7c). Hasta ahora se desconoce cuales factores en esta región favorecieron una diferenciación extrema dentro de un sistema cerrado. Cabe señalarse que en la región Oriental/Alcalina existen otros ejemplos (San Carlos y sierra de Tamaulipas) de variaciones extremas en composición en las series que han sido interpretadas como producto de cristalización fraccionada, que esto ha sucedido en complejos magmáticos de edades variables (Oligoceno-Cuaternario) y que en la planicie costera del Golfo de México no hay evidencias en la geología expuesta en la superficie de extensión cortical significativa. La actividad magmática alcalina en la región Oriental/Alcalina es larga y complicada. La fase temprana del volcanismo alcalino sucedió contemporáneamente con el magmatismo asociado a la subducción que originó a la Sierra Madre Occidental y se ha interpretado como actividad trasarco (Demant y Robin, 1975) asociada a dicho fenómeno o como un aumento en la alcalinidad en magmas de arco causada por el aumento en la profundidad de la zona de fusión cercana a la zona de Benioff (Clark et al., 1982). Conforme el frente activo del arco continental del Terciario medio fue desplazándose al oeste (Clark et al., 1982), hacia la paleotrinchera, esta actividad cambió a magmatismo de tipo intraplaca, sobreponiendo sus productos a las rocas alcalinas formadas en el evento anterior.

Las panteleritas y comenditas de Sonora son ejemplos aún más extremos de diferenciación en una serie alcalina. Sin embargo, se sabe poco de ellos porque hasta ahora sólo se ha reportado en resúmenes breves su asociación con basaltos transicionales posiblemente asociados a extensión temprana y se ha especulado que están relacionadas con la extensión que formó al Protogolfo de California en el Mioceno medio (Vidal-Solano et al., 2000).

Asociación geográfica y temporal de las rocas máficas alcalinas con rocas con [Hy] en ambientes continentales de tipo intraplaca. En varios campos volcánicos (e. g., Santo Domingo, Durango, San Quintín) se ha encontrado que hay muestras que contienen [Hy] (Figura 3c) y/o que poseen algunas características geoquímicas que las hacen semejantes a magmas calcialcalinos, aun y cuando no se les puede asociar de manera razonable al fenómeno de subducción. Las relaciones de campo sugieren que éstas fueron extravasadas durante el mismo ciclo de volcanismo que las rocas máficas con [Ne]. En general este fenómeno no es discutido en la literatura ni se proponen hipótesis para explicarlo. El caso más claro de esta asociación, por los volúmenes relativos de rocas con [Hy] y basalto alcalino involucrados, es el de Moctezuma, en donde Paz-Moreno et al. (2003) señalan que las rocas saturadas con SiO₂ antecedieron a la expulsión de aquéllas con [Ne] y que hay un cambio en el estilo eruptivo asociado a los dos tipos de magma. Smith (1989) para el campo volcánico de Durango señala que: 1) algunas de las rocas con contenido bajo a moderado de [Hy] son portadoras de xenolitos del manto y corticales, 2) no hay una coherencia geográfica en la distribución de las rocas con [Hy] ni una variación cronológica en el aumento en la saturación con sílice en las muestras. Las tendencias lineales B y C identificadas por Smith (1989) en muchos diagramas de variación (e. g., Figura 12a) corresponden a las rocas con [Hy]. Con base en el análisis de diagramas multielementos de las rocas del campo volcánico de Durango y comparación con una muestra de basalto de la FVTM, Smith (1989) concluyó que en las rocas con [Hy] hay componentes heredados de la subducción terciaria que pudieron persistir en el manto y contribuir periódicamente a la formación de los magmas del campo volcánico de Durango.

Aún más sorprendente es el caso de una muestra proveniente de un dique-estrato andesítico del campo volcánico de Camargo. Su edad ⁴⁰Ar-³⁹Ar es de ~14 Ma y su composición indican que fue formado por un magma relacionado con la actividad del arco Terciario (Aranda-Gómez et al., 2002b, p. 300). Esto sucedió ~16 Ma después del inicio de la extensión y ~10 Ma después de las primeras manifestaciones de actividad magmática de tipo intraplaca en el norte de México y sur de los Estados Unidos. Un ejemplo similar es el volcán Tres Vírgenes (Figura 1) en donde la actividad cuaternaria ha formado un complejo eruptivo con afinidad calcialcalina, en una región actualmente dominada por trantensión asociada a la Provincia Extensional del Golfo de California. La composición anómala calcialcalina, generada al menos 10 Ma después de que cesó la subducción es atribuida a un proceso de contaminación cortical (Sawlan, 1986). Otras explicaciones posiblemente factibles, como fusión a presión baja o un grado alto de fusión, no han sido exploradas para explicar esta asociación cercana entre rocas con [Ne] y rocas saturadas con sílica en los ambientes de tipo intraplaca del centro y norte de México.

Diversidad de procesos involucrados en la petrogénesis de las rocas de tipo intraplaca. En general, el #Mg en las muestras indican que los magmas de tipo intraplaca no están en equilibrio con el contenido de Fo en el Ol de los xenolitos del manto que transportaron a la superficie (i. e., las peridotitas son accidentales). Comúnmente los magmas tienen composiciones (e. g., #Mg y contenido de Ni, Cr) que son congruentes con algo de cristalización fraccionada y diferenciación de minerales máfi cos antes de la incorporación de los xenolitos o bien, el contenido de Fe en la fuente era más alto que el observado en los xenolitos (e. g., Luhr et al., 1989, 1995a). En Durango, 220 Aranda-Gómez et al. el modelado señala que los cambios químicos son igualmente congruentes con conjuntos de minerales de presión baja o alta (Smith, 1989). Cuando esto sucede, los autores prefieren el conjunto de presión alta porque los xenolitos de peridotita demandan un ascenso rápido y la ausencia de una cámara magmática somera de larga duración. Este rasgo es una diferencia notable entre la mayoría de las localidades en corteza continental y las islas, en donde existen cámaras magmáticas que permiten cristalización fraccionada a presiones relativamente bajas.

En términos generales no se puede decir que haya un proceso petrogenético dominante que explique las variaciones químicas en todos los campos volcánicos continentales del Plioceno-Cuaternario mostrados en la Figura 1. Algunas series parecen estar influenciadas al menos en parte por distintos grados de fusión parcial de rocas madre con composiciones similares y/o por heterogeneidades de las fuentes en el manto. En otras, el proceso dominante parece ser cristalización fraccionada (e. g., La Breña; Pier et al., 1992). En otros más, como San Quintín, los cambios temporales en composición química implican un aumento en el grado de fusión parcial o empobrecimiento progresivo de elementos incompatibles en la fuente.

4.2.3. Relación genética entre volcanismo alcalino y extensión

Una exploración acerca del estado de esfuerzo que existe en la corteza continental al norte de la FVTM muestra que la información es escasa (e. g., Suter, 1991; Zoback y Zoback, 1991), pero ésta ha llevado a Suter (1991) a concluir que la magnitud de los esfuerzos actuales en Chihuahua, Coahuila, Durango, Nuevo León, Tamaulipas, San Luis Potosí, y Querétaro es S_V>S_N>S_E (V=vertical; N=norte; E=este), y que esta región se caracteriza por tensión horizontal desviatórica (horizontal deviatoric tension). Por otro lado, no se sabe hasta cuando en el pasado podemos extrapolar esta conclusión y si esto puede hacerse de manera indiscriminada para toda la región continental considerada en esta revisión.

De los datos presentados en este trabajo se desprende que el volcanismo alcalino intraplaca existe en todo el norte de México, independientemente de la magnitud de la deformación causada por la extensión, siendo ésta máxima en la Provincia Extensional del Golfo de California y en la porción meridional de Cuencas y Sierras, y mínima o ausente en la planicie costera del Golfo de México. Por tanto, concluimos que la presencia de volcanismo intraplaca debe ser más función de los procesos en el manto superior abajo de la región, que del estado de esfuerzos en la corteza superior. Los datos de Grand (1994) y de van der Lee y Nolet (1997) muestran que la mayor parte o toda la región, en el rango de profundidades entre 100 y 200 km, está subyacida por un manto caracterizado por velocidades de las ondas S anómalamente bajas. Esto es interpretado por van der Lee y Nolet (1997) como consecuencia de ascenso de manto astenosférico o presencia de volátiles y fusión parcial en la “no-slab window” causada por la subducción de la placa Farallón.

Ciertamente, en algunos sitios parece ser que el estado de esfuerzos, las propiedades mecánicas y/o la existencia de discontinuidades importantes influyen en si un magma intraplaca llega a la superficie o no y, si lo hace, en la ubicación de los volcanes o aún en la naturaleza de algunos procesos petrológicos que modifican su composición (e. g., procesos AFC), pero la causa última de la generación de estos magmas es independiente de la deformación en la superficie.

Agradecimientos

Este artículo de revisión fue elaborado cuando el primer autor se encontraba en un año sabático en el Instituto Potosino de Investigación Científica y Tecnológica, A. C. Nuestro trabajo ha recibido apoyo económico del Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (3657PT y 37429-T) y PAPIIT (INI 114198 a J. Aranda), National Science Foundation y Smithsonian Institution Scholarly Studies Program (a J. Luhr) y al Posgrado en Ciencias de la Tierra de la UNAM (a G. Chávez y G. Valdez). A todas estas instituciones expresamos nuestro más sincero agradecimiento. Teresa Soledad Medina Malagón, bibliotecaria del CGEO-UNAM, auxilió en la compilación de los materiales bibliográficos consultados y revisó las referencias en la lista de trabajos citados. Alejandro Morales y Cristina Morán auxiliaron en la preparación de algunas de las Figuras. Rufino Lozano Santa-Cruz efectuó los análisis de elementos mayores en las rocas de Coahuila. Juan Tomás Vazquez y Crescencio Garduño prepararon láminas delgadas de roca. José Luis Macías otorgó un complemento de beca que permitió a G. Valdez finalizar su investigación en Coahuila.

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Manuscrito recibido: Agosto 24, 2004
Manuscrito corregido recibido: Agosto 19, 2005
Manuscrito aceptado: Agosto 22, 2005