Secuencia pre-Ñadó

Riolita La Florida

Se denomina con el nombre informal Riolita La Florida a un conjunto de domos riolíticos que afloran en la parte sureste del área de estudio, cerca del poblado La Florida, a los costados de la carretera federal que conduce a la comunidad de Aculco de Espinoza, Estado de México (Figura 2). A escala de afloramiento, la roca se observa muy fracturada, resultado de un proceso de enfriamiento y de deformación post-emplazamiento por el sistema de fallas de Acambay (Figura 3a). En roca sana presenta colores de rosa claro a rojizo que cambia de gris oscuro a verde oscuro por intemperismo. En muestra de mano se observa una textura porfídica, con una mineralogía constituida de cuarzo, sanidino, plagioclasa y biotita.

Figura 3 Unidades de la secuencia pre-Ñadó. a) Afloramiento representativo de la unidad Riolita La Florida, el cual exhibe un intenso fracturamiento. b) Microfotografía de la Riolita La Florida, en la que se muestran la textura porfídica con fenocristales de cuarzo (Qz) y sanidino (San) con macla carlsbad, inmersos en matriz de grano más fino. La muestra corresponde a la clave ÑDO-0908. c) Afloramiento de la andesita Decandeje, localizado en la compuerta de la presa Ñadó; se observan bloques mayores a 2 m y un espesor de esta unidad superior a los 9 m. d) Textura porfídica con fenocristales subédricos y euédricos de plagioclasa (Plg) y ortopiroxeno (Opx) embebidos en una matriz formada por microlitos de plagioclasa y vidrio en la andesita Decandeje, la cual corresponde a la muestra ÑDO-0934. e) Unidad andesita Shaxni en la que se pueden apreciar bloques de tonalidad gris oscuro con fenocristales grandes de piroxeno (2 mm, recuadro superior derecho). f) Microfotografía de la andesita Shaxni (ÑDO-0929) en la que se observa la textura porfídica con fenocristales euédricos y subédricos de plagioclasa (Plg) y ortopiroxeno (Opx), embebidos en microlitos de plagioclasa y vidrio. g) Afloramiento de la unidad basalto San Pedro, localizado en la población del mismo nombre. Se observan bloques mayores a 1 m de color gris claro y parcialmente cubiertos por vegetación. h) Microfotografía del basalto San Pedro (ÑDO-930), el cual exhibe una textura porfídica, con fenocristales de olivino (Ol) y plagioclasa (Plg), inmersos en una matriz formada por microlitos de plagioclasa. 

En el microscopio se observa una textura porfídica, con un grado de cristalinidad hipocristalino. En general, las rocas muestran una asociación mineralógica conformada en orden de abundancia por fenocristales de cuarzo, sanidino, plagioclasa y biotita, embebidos en una matriz de vidrio (Figura 3b). Cabe destacar que se observaron cristales parcialmente oxidados, con relieve alto, fracturados, que fueron clasificados como fenocristales de fayalita.

Lavas Decandeje

Esta unidad consiste en andesitas y dacitas que afloran al oeste del poblado Decandeje y constituyen la unidad principal del volcán del mismo nombre (Figura 1). En el mapa (Figura 2) esta unidad aflora de manera restringida en la parte sureste, en donde presenta un espesor aproximado de 25 m (Figura 3c). En muestra de mano la roca intemperizada presenta un color verde, mientras que en roca sana tiene un color gris oscuro. Presenta una textura porfídica con cristales de plagioclasa y piroxeno, inmersos en una matriz de grano fino.

Al microscopio es hipocristalina y exhibe una textura porfídica, con un ensamble mineral constituido por plagioclasa y ortopiroxeno, embebidos en una matriz de vidrio y microlitos de plagioclasa (Figura 3d). Ocasionalmente se pueden observar glomerocristales de plagioclasa y ortopiroxeno de hasta 1.5 mm de longitud.

Andesita Shaxni

La andesita Shaxni recibe el nombre por la localidad donde aflora, la cual se localiza en la parte suroeste del área de estudio (Figura 2). Esta unidad presenta afloramientos de espesor variable, de 20 hasta 50 m. Las lavas se encuentran lajeadas y en ocasiones masivas (Figura 3e). Presentan un color de intemperismo café oscuro y en fractura fresca gris claro, con textura invariablemente porfídica. La mineralogía que se observa está constituida por cristales de plagioclasa, ortopiroxeno, clinopiroxeno, escasa hornblenda y minerales opacos (titanomagnetita), todos estos embebidos en una matriz compuesta por microlitos de plagioclasa y vidrio (Figura 3f).

Basalto San Pedro

El basalto San Pedro se localiza en la parte oeste del área de estudio, cerca del poblado San Pedro (Figura 2). Esta unidad está formada por derrames de lava que fluyeron principalmente en dirección al sur y hacia el NO del área de estudio. Los afloramientos de esta unidad son escasos, ya que se encuentran cubiertos por vegetación (Figura 3g). Sin embargo, se observó que la roca presenta una textura porfídica, con un color de intemperismo verdoso, mientras que en fractura fresca presenta un color gris oscuro. La mineralogía está conformada por olivino, plagioclasa y minerales opacos, mismos que están embebidos en una matriz de vidrio y microlitos de plagioclasa. El olivino se observa con abundantes inclusiones de cromita (Figura 3h).

Basalto Boti

Esta unidad conforma el Cerro Boti, el cual presenta una elevación aproximada de 3300 m s.n.m. y se localiza en la parte suroeste del área de estudio. Se caracteriza por una secuencia de derrames de lava masiva, de al menos 3 m de espesor. Este cerro tiene una morfología suave y de forma abombada, por lo que es fácil distinguirlo (Figura 2). Con ayuda de imágenes satelitales y ortofotos fue posible determinar que la parte central de este cerro está afectada por una posible estructura de colapso con dirección principal E-O, probablemente asociado con el sistema de fallas del graben de Acambay. En muestra de mano, la lava tiene un color de intemperismo verde oscuro y gris oscuro en corte fresco, exhibe una textura porfídica con una mineralogía de plagioclasa, clinopiroxeno, olivino y ortopiroxeno; también se observa la presencia de apatito como mineral accesorio. Los minerales están inmersos en una matriz constituida por vidrio, microlitos de plagioclasa y clinopiroxeno. Raramente se observan glomerocristales de plagioclasa y clinopiroxeno.

Secuencia Ñadó

Dacita Ñadó

La dacita Ñadó corresponde a la unidad litológica más importante debido a que es el principal constituyente del volcán (Figura 2; 4a). La unidad está caracterizada por una secuencia de derrames de lavas dacíticas, distribuidas radialmente (Figura 2). En las faldas del volcán se observaron varios derrames de hasta 20 m de espesor, masivos y con alto grado de intemperismo. En las partes altas de la estructura volcánica se observaron derrames de lava lajeados, con espesores mayores a 10 m. En muestra de mano, la roca presenta un color de intemperismo gris oscuro a café, mientras que en roca sana se observa un color gris claro. La textura es porfídica, con una mineralogía constituida en orden de abundancia por plagioclasa, ortopiroxeno (hiperstena), cuarzo, biotita, clinopiroxeno (augita) y apatito como mineral accesorio. Todos los minerales se encuentran inmersos en una matriz de vidrio de color café, microlitos de plagioclasa y ortopiroxeno. El cuarzo solo se encontró en tres muestras (ÑDO-0906, ÑDO-0915 y ÑDO-0916), a diferencia de la biotita que solo está ausente en las muestras ÑDO-0902 y ÑDO-0918. Así mismo, la augita solo se encuentra en la muestra ÑDO-0902. Dos características notables son la presencia de intercrecimientos de cuarzo con plagioclasa y biotita (Figura 4b) y la presencia de ortopiroxeno reemplazado por biotita.

Figura 4 Unidades de la secuencia Ñadó y post-Nadó. a) Vista panorámica hacia el norte desde la cima del volcán Ñadó, en donde se aprecian la Peña Ñadó y el domo Cerro Pelón. b) Microfotografía de la unidad dacita Ñadó (ÑDO-906), en la que se observan intercrecimientos de cuarzo (Qz) y plagioclasa (Plg) y biotita (Bio), fenocristales de plagioclasa (Plg) y ortopiroxeno (Opx) en una matriz de microlitos de plagioclasa y vidrio. c) Fotografía del Cerro Pelón; lava de color gris claro y de estructura masiva. d) Fenocristales euédricos de plagioclasa (Plg) y ortopiroxeno (Opx) inmersos en matriz microgranular, en la dacita domo Cerro Pelón (ÑDO-0914). Nótese la presencia de biotita en los bordes del ortopiroxeno. e) Fotografía de un afloramiento correspondiente al vulcanismo máfico, en donde se observa un derrame de lava masiva, emitido por un cono de escoria. f) Microfotografía que muestra la textura porfídica, con fenocristales de olivino (Ol) y plagioclasa (Plg) embebidos en una mesostasis de microlitos de plagioclasa y vidrio de productos del vulcanismo máfico (ÑDO-0926). g) Fotografía de un afloramiento de la unidad Cañada del Gallo, el cual presenta lavas con una estructura lajeada, de color gris claro. h) Microfotografía de la andesita Cañada del Gallo. Se observan fenocristales subédricos de ortopiroxeno (Opx) inmersos en una mesostasis constituida por microlitos de plagioclasa orientados (ÑDO-0911). 

Domo Cerro Pelón

Este domo tiene una altura de 3200 m s.n.m. y posiblemente representa el último evento efusivo del volcán Ñadó debido a su morfología y posición estratigráfica (Figura 2). A nivel de afloramiento se observan espesores de al menos 40 m y se presenta una estructura lajeada, la roca exhibe colores de intemperismo gris oscuro a verdoso y en fractura fresca gris claro (Figura 4c). La textura es porfídica con un ensamble mineralógico de plagioclasa zonada y con inclusiones de apatito, ortopiroxeno y biotita. Resalta en la muestra la presencia de matriz microgranular (Figura 4d). Es común observar a la biotita en los bordes de los ortopiroxenos.

Secuencia Post-Ñadó

Vulcanismo máfico

De acuerdo con fotointerpretación y observaciones de campo, el vulcanismo máfico tuvo lugar en distintos periodos, ya que algunos depósitos sobreyacen a la unidad Dacita Ñadó, en otros casos subyacen a la ignimbrita Huichapan y en otras sobreyacen a esta misma ignimbrita. Las rocas de este vulcanismo se encuentran localizadas en los alrededores de la estructura principal Ñadó, especialmente desde el noreste a suroeste (Figura 2). La unidad está conformada por una serie de conos de escoria, asociados a depósitos de caída de escoria, que muy cerca del cono llegan a medir de 30 a 80 m de espesor y por derrames de lava de composición basáltica (Figura 4e). Los depósitos de caída presentan fragmentos del tamaño lapilli a bloques con algunas bombas volcánicas incrustadas de 20 cm a 30 cm en diámetro. Las rocas en general presentan un color café rojizo al intemperismo y un color gris oscuro en roca sana. En muestra de mano, las lavas presentan una textura vesicular, con una mineralogía de plagioclasa y olivino. En algunas ocasiones se observaron xenocristales de cuarzo de tamaño variable (0.5 mm a 1 cm). Los derrames de lava se presentan en espesores mayores a 4 m, con un color de intemperismo gris claro a rojizo y en fractura fresca exhibe una tonalidad gris oscura. La lava es hipocristalina, con amplias variaciones texturales en las muestras colectadas, desde textura porfídica, glomeroporfídica, traquítica, intergranular e intersertal. La asociación mineral en orden de abundancia es de plagioclasa, olivino, total o parcialmente idingsitizado y con inclusiones de cromita, ortopiroxeno y clinopiroxeno, todos inmersos en una matriz de vidrio café y microlitos de plagioclasa (Figura 4f).

Andesitas Cañada del Gallo

La andesita Cañada del Gallo aflora en la parte sur del área de estudio y subyace a depósitos de lahar. Este derrame de lava tiene una distribución semicircular, probablemente debido a que durante su emplazamiento cambió de dirección al chocar con una unidad previa representada por la dacita Ñadó (Figura 2). La unidad presenta un espesor de al menos 30 m. A nivel de afloramiento exhibe una estructura masiva y en otros sitios se presenta lajeada (Figura 4g). La lava se caracteriza por un color de intemperismo café rojizo, mientras que en roca sana tiene un color gris oscuro. Es hipocristalina, con textura porfídica, hialopilítica y subtraquítica (Figura 4h). El arreglo mineral está constituido por plagioclasa, ortopiroxeno y clinopiroxeno, todos embebidos en una mesostasis de vidrio café y microlitos de plagioclasa.

Ignimbrita Amealco

^{Aguirre Díaz (1996)} define a esta unidad como la Toba Amealco, la cual consiste de una secuencia piroclástica asociada a la formación de la caldera de Amealco, hace aproximadamente 4.68 ± 0.10 Ma. La secuencia piroclástica incluye tres unidades de ignimbritas soldadas muy extensas, intercaladas con depósitos de caída y de oleadas piroclásticas, así como depósitos epiclásticos y depósitos lacustres (^{Aguirre-Díaz, 1996}). Adicionalmente, ^{Norini et al. (2010)} fecharon por el método de U-Pb en circones un horizonte de caída asociado a la misma secuencia obteniendo una edad de 5.3 ± 0.31 Ma. En el área de estudio esta unidad se encuentra aflorando en el NO y al O y cubre parcialmente a las unidades subyacentes, formando lomeríos suaves (Figuras 2 y 5a). La ignimbrita se encuentra muy soldada, con un color ocre al intemperismo, mientras que en fractura fresca se observa un color café rojizo. En muestra de mano se compone de abundantes líticos, cristales de cuarzo, plagioclasa y vidrio. En ocasiones se pueden observar algunos fiammes. Al microscopio se observa una textura eutaxítica con fenocristales de plagioclasa y piroxeno, líticos, pómez y fiammes (Figura 5b).

Figura 5 Unidades de la secuencia post-Nadó. a) Fotografía de un afloramiento de la ignimbrita Amealco, localizado al sur del volcán Ñadó, que se presenta masivo y de coloración rosada. b) Microfotografía que muestra la textura piroclástica de la ignimbrita Amealco (ÑDO-0949), con vesículas alargadas, fenocristales de plagioclasa (Plg), pómez (Pz) y fiammes (Fm). c) Fotografía de un afloramiento de la ignimbrita Huichapan, con una tonalidad rosa claro y estructura masiva. Este afloramiento se ubica al noreste del volcán Ñadó. d) Microfotografía de la textura piroclástica formada por líticos (Lt), fragmentos de vidrio (Spi), pómez (Pz) y cristales en la ignimbrita Huichapan (ÑDO-0901). e) Fotografía que muestra la relación estratigráfica de la Riolita La Florida sobreyacida por la ignimbrita Huichapan que a su vez subyace a depósitos de flujos de escombros y depósitos fluviales (afloramiento localizado en donde se colectó la muestra Ñdo-932; Figura 2). f) Fotografía de un afloramiento en donde se observa un depósito de caída rico en pómez, localizado sobre la carretera que conduce al poblado de Agostadero. El afloramiento mide 1.70 m de espesor y está constituido por pómez angulosa de tonalidad gris claro. 

Ignimbrita Huichapan

La Ignimbrita Huichapan, asociada a la formación de la caldera homónima, aflora principalmente en la parte NE del área y se distribuye al E y SE (^{Aguirre-Díaz, 1996}) (Figuras 2 y 5c). Se observa formando lomeríos suaves, cubre parcialmente a las lavas del Volcán Ñadó y en ocasiones subyace y en otras sobreyace a los productos del vulcanismo máfico (Figura 2). En el poblado La Florida es posible observar la Ignimbrita Huichapan sobre la Riolita La Florida. Sobreyaciendo a éstas se encuentran lahares y depósitos fluviales (Figura 5e). La Ignimbrita Huichapan llega a formar depósitos de espesores de hasta 15 m, los cuales desarrollan estructuras columnares moderadamente soldadas. En muestra de mano se observa una textura piroclástica, presenta un color de intemperismo café rojizo, mientras que en roca sana presenta un color rosa. En la muestra se pueden observar fragmentos líticos y pómez de color oscuro, café, gris y blanco, todos estos embebidos en una matriz de ceniza. Los fragmentos de pómez están principalmente alargados formando fiammes y sus dimensiones van de 2 mm a 3 cm. En lámina delgada presenta una textura piroclástica o fragmentada. En su mayoría es vidrio (Figura 5d), se observan líticos, cristales de plagioclasa y piroxeno. Los líticos alcanzan un tamaño máximo de 2.5 mm de longitud; en menor proporción se observan fragmentos de pómez alargados (fiammes) de color café de hasta 3.5 mm de largo.

Lahares

Se describieron algunos afloramientos con depósitos de lahar, principalmente en la parte sur-sureste del área (Figura 2), cubriendo varias de las unidades litológicas descritas, principalmente a las Dacitas Ñadó. Los depósitos de lahar están representados por varias secuencias, probablemente de diferente edad, y afloran con espesores de 15 a 20 m en la parte sur, mientras que en la zona SE se tienen espesores de hasta 8 m. En los afloramientos de depósitos de lahar de la región sur (Figura 2) se observaron una gran cantidad de fragmentos muy similares a las lavas del volcán Ñadó, con tamaños muy variables que van desde los 5 a 90 cm, inmersos en una matriz arenosa muy consolidada.

Depósito de pómez de caída

Esta unidad se observó en los poblados de Shaxni, Agostadero y al sur y norte de la Cañada del Gallo. Estos depósitos tienen un espesor total de 2 a 3 m, presentan un color café claro a rosáceo, están conformados por fragmentos subangulosos de pómez, soportados grano a grano, con un tamaño de 0.5 cm a 6 cm (Figura 5f). Mineralógicamente la pómez se caracteriza por contener abundante hornblenda, biotita y plagioclasa. El volcán Temascalcingo, localizado al sur de la zona de estudio tiene varios depósitos de caída de pómez, los cuales son muy semejantes mineralógicamente a los observados para este trabajo. Los afloramientos de los depósitos de pómez de caída están muy restringidos en el área de estudio, y por lo tanto no fue posible realizar mapas de isopacas e isopletas. Sin embargo, recientemente ^{Pedrazzi et al. (2018)} reportaron una edad ⁴⁰Ar/³⁹Ar de 2.13 ± 0.12 Ma que asocian con la edad de la erupción de la pómez San Mateo, emitida por el volcán Temascalcingo. Además, las isopacas que reportan estos mismos autores, muestran una distribución hacia el N-NE, en cuya dirección se localiza el CVÑ, por lo cual es muy probable que los depósitos de caída pómez descritos en este trabajo provengan del volcán Temascalcingo.

Elementos mayores

Para la clasificación química de las muestras del CVÑ, se utilizó el diagrama de álcalis total vs. sílice de ^{Le Bas et al. (1986)}. Las muestras de la Riolita La Florida varían de 76.1 a 76.4 % en sílice. Las dacitas del Volcán Ñadó y del domo Cerro Pelón muestran un contenido en sílice de 63.9-64.5 % y 65.1 %, respectivamente. La andesita Shaxni muestra un contenido en sílice de 59.0-59.3 % y la andesita Cañada de Gallo de 61.5 %. El basalto San Pedro contiene 56.2 % de SiO₂, mientras que las muestras del vulcanismo máfico varían de 51.6 a 52.26 % de SiO₂ (Tabla 1; Figura 7a).

Figura 7 a) Diagrama de álcalis total vs. sílice (^{Le Bas et al., 1986}) para la clasificación química de las unidades litológicas del CVÑ. b) Diagrama AFM en que se observa la clasificación dentro de la serie calco-alcalina para las muestras del CVÑ. Los datos fueron normalizados normalizados al 100% en base anhidra. 

Las rocas del CVÑ pertenecen a la serie calci-alcalina, según ^{Irvine y Baragar (1971)}, con claras tendencias evolutivas a excepción de las riolitas La Florida, las cuales presentan un elevado contenido de álcalis con respecto a las otras muestras del volcán Ñadó (Figura 7b).

En los diagramas Harker de elementos mayores (Figura 8), los elementos de MgO, TiO₂, CaO, P₂O₅ y FeO presentan una disminución con respecto al incremento de SiO₂, lo cual genera una tendencia negativa, con una variación más pronunciada para TiO₂. Por otro lado, los óxidos de K₂O y Na₂O presentan un sutil incremento con respecto al aumento del SiO₂, marcando una ligera tendencia positiva. Cabe mencionar que el Al₂O₃ es el único óxido que no muestra una tendencia definida. Nuevamente para la Riolita La Florida se aprecia una tendencia diferente a la que siguen el resto de las muestras, especialmente en el contenido de Na2O, K₂O y Al₂O₃ (Figura 8).

Figura 8 Diagramas de Harker de los elementos mayores vs. SiO₂ (% en peso) para las rocas del CVÑ. Los datos fueron normalizados al 100% en base anhidra y el Fe total se reporta como Fe₂O₃. 

Elementos Traza

En los diagramas bivariados de elementos traza vs. SiO₂ (Figura 9) se observa una tendencia negativa en los elementos Cr, V, Co y ligeramente negativa para el Ni y Zr. En los elementos Sr y Ba se aprecia una ligera tendencia positiva. Resalta el bajo contenido de Ba en la Riolita La Florida, comparado con las demás muestras (Figura 9) a pesar de que son rocas más evolucionadas.

Figura 9 Diagramas bivariados en los que se muestran las tendencias de algunos elementos traza en ppm vs. SiO₂ (% en peso) de rocas del CVÑ. 

Se utilizó el diagrama normalizado a manto primitivo, usando los datos de ^{Sun y McDonough (1989)}. En las Figuras 10a y 10b se puede observar el comportamiento de los elementos traza de las rocas del CVÑ, con un ligero enriquecimiento de los elementos LILE con respecto a los HFSE. En dicho diagrama se observan anomalías positivas en Ba, K, Pb, Sr y anomalías negativas en Nb, Ta, Ti y P. Para el caso de la Riolita La Florida (Figura 10c) se observan anomalías positivas en Cs, K y Pb, así como anomalías negativas muy marcadas en Ba, Sr, P, Eu y Ti.

Figura 10 Diagramas multielementales normalizados a manto primitivo utilizando los valores de ^{Sun y McDonough (1989)}. a) Unidades de la secuencia post-Ñadó; b) Unidades de la secuencia pre-Ñadó y Ñadó; c) Riolita La Florida de la secuencia pre-Ñadó comparada con las unidades Ñadó y post-Ñadó. 

En el diagrama de REE (Figuras 11a, 11b) normalizado usando valores de condritas de ^{Sun y McDonough (1989)} se observa un fuerte enriquecimiento de las LREE con respecto a las HREE. La Riolita La Florida presenta un patrón diferente a las otras muestras del CVÑ (Figura 11c), ya que en general las tierras raras ligeras y pesadas se muestran casi planas y una anomalía negativa muy marcada en Eu.

Figura 11 Diagrama de tierras raras normalizados a condritas utilizando los valores de ^{Sun y Mc Donough, 1989}. a) Unidades de la secuencia post-Ñadó; b) Unidades de la secuencia pre-Ñadó y Ñadó; c) Riolita La Florida de la secuencia pre-Ñadó. 

Evolución geológica del CVÑ

La historia geológica del complej o volcánico Ñadó es un ejemplo de la actividad miocénica del CVTM, cuyo origen está relacionado con la subducción oblicua de las placas tectónicas de Cocos y Rivera, para las cuales se han reportado edades en la trinchera de 12.7-16 Ma y 9 Ma, respectivamente (^{Klitgord y Mammerickx, 1982}, ^{Urrutia-Fucugauchi y Del Castillo, 1977}; ^{Urrutia-Fucugauchi y Böhnel, 1987}; ^{Pardo y Suárez, 1993}; ^{Pardo y Suárez, 1995}).

^{Ferrari et al. (1999)} documentan que el CVTM se inició como una entidad geológica distintiva en el Mioceno medio y tardío, a causa de una rotación antihoraria del arco magmático que dio origen a la Sierra Madre Occidental (SMO). A partir de este periodo hasta la actualidad y de manera ininterrumpida, se han originado una variedad de rocas que van desde basaltos hasta riolitas, emitidas a través de diversas estructuras (domos, campos monogenéticos, estratovolcanes y calderas) como el estratovolcán Ñadó.

Las etapas de emplazamiento de las rocas del área del volcán Ñadó se pueden agrupar en las secuencias 1. pre-Ñadó, 2. Ñadó y 3. post-Ñadó. La evolución volcanológica que se propone en este trabajo está basada en observaciones y relaciones estratigráficas de campo, ya que no se cuenta con estudios previos ni fechamientos de ninguna de las unidades reconocidas en el área estudiada.

Algunas de las secuencias del área del CVÑ se pueden acomodar en los episodios de evolución del CVTM propuestos por ^{Gómez-Tuena et al. (2005)}, a excepción de la Riolita La Florida (pre-Ñadó), fechada en este trabajo por el método U-Pb en 30.81 ± 0.17 Ma y 31.71 ± 0.27 Ma, edades que son mucho más antiguas que las etapas iniciales del vulcanismo en el CVTM, las cuales han sido reportadas entre 16 y 19.5 Ma (^{Ferrari et al., 2003}), 21 Ma (^{García-Palomo et al., 2000}), 19.8-22.8 Ma (^{Lenhardt et al., 2010}), 20.1 Ma (^{Arce et al., 2013}).

Es muy probable que la Riolita La Florida pertenezca a la provincia de la Sierra Madre Occidental (SMO), la cual registró actividad explosiva y efusiva de composición ácida durante el Oligoceno y Mioceno temprano (^{Ferrari et al., 2005}). Edades similares a la Riolita La Florida han sido reportadas para ignimbritas que afloran en el estado de Michoacán, al sur del lago de Chapala (31.8 Ma; ^{Rosas-Elguera et al., 2003}; 23.5 Ma, ^{Ferrari et al., 2002}). La Riolita La Florida ya había sido emplazada en el área de estudio (Figura 12-1), cuando se originaron el resto de las unidades pre-Ñadó (Figura 12-1).

Figura 12 Modelo evolutivo del complejo volcánico Ñadó. 1. Emplazamiento de la secuencia pre-Ñadó. 2. Edificación de la secuencia Ñadó. 3. Emplazamiento de la secuencia post-Ñadó. 

Con base en su posición estratigráfica y grado de erosión (Figura 2), las dacitas del volcán Decandeje (pre-Ñadó) probablemente se emplazaron en el episodio inicial del CVTM (^{Gómez-Tuena et al., 2005}). Posteriormente se originaron las unidades andesita Shaxni, basalto San Pedro y basalto Boti, que se pueden correlacionar con el segundo episodio (pulso máfico) de magmatismo del CVTM que varía de Mioceno tardío a Plioceno (^{Gómez-Tuena et al., 2005}).

Durante el Mioceno tardío inicia la construcción del Volcán Ñadó (Figura 12-2) con el emplazamiento de derrames de lavas dacíticas desde una fuente central, seguido por el emplazamiento de domos dacíticos somitales.

La actividad central en el Volcán Ñadó fue acompañada por un vulcanismo máfico, monogenético, con el emplazamiento de conos de escoria que, de acuerdo a sus relaciones estratigráficas, se formaron en distintos periodos, tanto durante como después de la actividad del volcanismo central dacítico, así como antes y después del emplazamiento de la ignimbrita Huichapan.

Finalmente, la actividad del CVN termina con el emplazamiento de las Andesitas Cañada de Gallo (Figura 12-3), previo a la formación de las calderas de Amealco y Huichapan (4.7-5.3 Ma y 3.4-4.7 Ma respectivamente; ^{Aguirre-Díaz et al., 1997}; ^{Aguirre-Díaz y McDowell, 2000}; ^{Norini et al., 2010}). Por último, los depósitos de pómez de caída, que afloran en diversas localidades del área, representan una de las rocas volcánicas más jóvenes del área y debido a los espesores medidos, las dimensiones de los fragmentos y los mapas de isopacas reportados por ^{Pedrazzi et al. (2018)}, es posible que su fuente de emisión sea el volcán Temascalcingo, localizado al sur de la zona de estudio, dentro del graben de Acambay (^{Roldán-Quintana et al., 2011}), cuyo depósito de caída ha sido fechado por el método ⁴⁰Ar/³⁹Ar en 2.13 ±0.12 Ma (^{Pedrazzi et al., 2018}). Los depósitos de lahares descritos en la parte sur de la estructura principal, probablemente se generaron en distintos tiempos y en ausencia de actividad volcánica. Además, dado que su morfología es relativamente suave y con pocos rasgos de erosión, podrían ser uno de los depósitos más jóvenes o contemporáneos con la pómez de caída que aflora en el área de estudio.

Petrogénesis

Las rocas del complejo volcánico Ñadó, excepto la Riolita La Florida, dadas las características geoquímicas como el enriquecimiento de elementos LILE con respecto a los HFSE y anomalías negativas de Nb, Ta, P y Ti, así como anomalías positivas, no tan marcadas de Ba, K, Pb y Sr (Figura 10) sugieren un ambiente de subducción para los magmas que dieron origen a estas rocas (^{Rollinson, 1993}). En este sentido, dichas anomalías sugieren diferente grado en la contribución del slab cuando se compara con otros volcanes del CVTM (e.g. Volcán de Colima y Popocatépetl) los cuales presentan anomalías positivas y negativas más claras en los elementos ya mencionados. Las relaciones de Ba/Nb han sido utilizados como un proxy para medir de manera relativa la influencia del slab en la generación de magmas en zonas de subducción (^{Pearce et al., 2005}). Como se aprecia en la Figura 13a, las muestras del CVÑ tienen valores bajos en la relación Ba/Nb comparado con el Nevado de Toluca, e incluso comparado con rocas de la Formación Tepoztlán también del Mioceno. Es decir que los magmas del CVÑ presentan una firma más débil de subducción, probablemente debido a que se localiza a una distancia mayor (aproximadamente 400 km) de la trinchera, comparado con Tepoztlán y el volcán Nevado de Toluca, ambos ubicados en el frente volcánico (ubicados aproximadamente a 300 km desde la trinchera).

Figura 13 a) Diagrama bivariado de Ba/Nb vs. Nb de rocas del CVÑ comparado con muestras de la Formación Tepoztlán (Mioceno) (datos tomados de ^{Torres-Alvarado et al., 2016}) y Nevado de Toluca (datos tomados de ^{Torres-Orozco, 2012}). b) Diagrama bivariado de Ba/La vs. U/Th para las muestras del CVÑ y su comparación con volcanes de Centroamérica. Los campos en gris fueron tomados de ^{Patino et al. (2000)} y corresponden a los complejos volcánicos de Centroamérica: Honduras: complejo Zacate Grande (ZG); un complejo localizado a 17 km detrás del frente volcánico. c) Diagrama bivariado de Th/Yb vs. Ba/La para las muestras del CVÑ y su comparación con otras áreas volcánicas: Nevado de Toluca (datos de ^{Torres-Orozco, 2012}), Formación Tepoztlán (datos tomados de ^{Torres-Alvarado et al., 2016}), así como los campos de las Antillas Menores, Izu-Marianas y datos del MORB (retomados de ^{Hanyu et al., 2006}). 

Una variación similar se observa en Centroamérica, en donde las rocas del frente volcánico y los volcanes tras-arco presentan diferentes relaciones de Ba/La vs. U/Th (Figura 13b), indicadores de la contribución del slab y el aporte de sedimentos (^{Carr et al., 1990}; ^{Balzer et al., 1996}; ^{Patino et al., 2000}). Para el arco de Centroamérica se observa que los volcanes más alejados de la trinchera (tras-arco de Guatemala y Honduras) presentan valores más bajos de las relaciones Ba/La y U/Th, lo que sugiere un aporte menor de sedimentos (Figura 13b). Usando estas mismas relaciones, las lavas del CVÑ muestran un cierto grado de dispersión (Figura 13b), lo que puede sugerir distintos grados de aporte de sedimentos.

Para mejor identificar la contribución de fluidos acuosos o de fundidos de sedimentos como agentes que intervinieron en la generación de los magmas que dieron origen a las rocas del CVÑ, también se utilizaron las relaciones Ba/La vs. Th/Nb (Figura 13c) (^{Pearce et al., 2005}; ^{Hanyu et al., 2006}). En esta gráfica se aprecia que las rocas del CVÑ muestran valores bajos en ambas relaciones, lo cual nuevamente sugiere que sus magmas tuvieron poco aporte de ambos agentes metasomáticos (fundidos de sedimentos y fluidos acuosos). En la misma gráfica se comparan a las rocas del Volcán Ñadó con ejemplos típicos de la literatura de magmas enriquecidos en sedimentos (Antillas Menores) y otros con importante influencia de fluidos del slab (Izu-Marianas). Así mismo se comparan con rocas de la Formación Tepoztlán y Nevado de Toluca, en donde se aprecia que Tepoztlán presenta valores similares al CVÑ, mientras que el Nevado de Toluca (Pleistoceno-Holoceno; ^{García-Palomo et al., 2000}; ^{Arce et al., 2003}; ^{Torres-Orozco et al., 2012}) presenta valores altos en ambas relaciones. Esto último podría explicarse por la diferencia de edades, mientras Tepoztlán y CVÑ representan tal vez las primeras manifestaciones del vulcanismo relacionado al CVTM (Mioceno temprano), en donde los primeros fundidos probablemente tuvieron poca influencia del slab, y con el paso del tiempo los fluidos y fundidos modificaron la región de generación de magmas por debajo del CVTM.

El bajo contenido de Ba en la dacita Ñadó (272-388 ppm) y mucho más bajo en la Riolita La Florida (7-49 ppm) no es común, ya que el contenido de este elemento, para rocas más evolucionadas debería incrementar, sin embargo es parecido a riolitas de edad similar descritas en la Sierra Madre Occidental, con fenocristales de fayalita y/o ferroaugita, asociados a eventos de extension intraplaca (^{Ferrari et al., 2018}). Un caso similar ha sido documentado en el campo volcánico de los Mono-cráteres, en el este de California, cuyas lavas dacíticas presentan bajo contenido de Ba (300 ppm), el cual posiblemente es derivado de una fuente cortical que contiene feldespato potásico residual (^{Kelleher y Cameron, 1990}). Esto mismo podría explicar los contenidos relativamente bajos de Ba para la dacita Ñadó. Sin embargo, la Riolita La Florida adicionalmente presenta bajas concentraciones de Sr y Eu (Figura 10c), probablemente debido a procesos de cristalización fraccionada de plagioclasa, ya que estos elementos son compatibles con esta fase mineral (^{Rollinson, 1993}). Respecto al diagrama de tierras raras (Figura 11c), en muestras de la Riolita La Florida se observa un comportamiento totalmente diferente al del resto de las unidades del CVÑ. En general las LREE y HREE se observan con poca pendiente, lo cual puede deberse a la presencia de minerales accesorios como monacita y xenotima, los cuales fueron observados en el microscopio electrónico en muestras de la Riolita La Florida (^{Montero, 2012}).

Con base en las edades de 30.81±0.17 Ma y 31.71 ±0.27 Ma de la Riolita La Florida, se puede postular que su génesis se debió a la subducción de la placa Farallón (^{Ferrari et al., 1999}), que generó a todas las rocas de la Sierra Madre Occidental con edades similares. Sin embargo, en este punto es difícil sugerir o proponer una génesis particular, ya que los posibles mecanismos que originan este tipo de rocas es muy amplia, entre ellas podrían estar los dos procesos extremos que se han propuesto para la generación de magmas riolíticos de la Sierra Madre Occidental: fusión parcial de la corteza (^{Hupper y Sparks, 1988}; ^{Ruiz et al., 1988}, ¹⁹⁹⁰; ^{Albrecht y Goldsteins, 2000}; ^{Ferrari et al., 2002}) y cristalización fraccionada de un magma primario (^{Cameron y Hanson, 1982}; ^{Cameron y Cameron, 1985}; ^{Cameron et al., 1980a}, ^{Cameron et al., 1980b}; ^{Cameron y Robinson, 1990}; ^{Wark, 1991}; ^{Smith et al., 1996}), aunque también ambos mecanismos han generado polémica.

Mecanismo petrológico dominante

De manera general los magmas pueden experimentar procesos diversos de evolución (e.g., fusión parcial, cristalización fraccionada, asimilación cortical, asimilación-cristalización fraccionada y mezcla de magmas). Los elementos K, Rb, Zr y Nb son altamente incompatibles y cuando se utilizan las relaciones K/Rb y Zr/Nb vs. SiO₂, éstos se mantienen constantes durante un proceso de cristalización fraccionada, excepto en líquidos extremadamente evolucionados (^{Hart y Allegre, 1980}; ^{Albarede, 1995}).

De acuerdo con las relaciones de SiO₂ vs. Zr/Nb y K/Rb (Figura 14) de muestras del complejo volcánico Ñadó, el mecanismo o el proceso de evolución dominante parece ser el de asimilación-cristalización fraccionada (AFC), a excepción de la Riolita La Florida y la muestra del domo Cerro Pelón, que parecen haber sufrido un proceso de cristalización fraccionada. El proceso de AFC consiste en la cristalización fraccionada de un grupo de minerales a partir de un magma primario, acoplada con la asimilación de la corteza (^{Velasco-Tapia, 2003}).

Figura 14 a) Diagrama Bivariado de Zr/Nb vs. SiO₂ de las muestras del CVÑ, con una tendencia positiva que sugiere un proceso de evolución por asimilación-cristalización fraccionada (AFC). b) Diagrama de variación que muestra elementos incompatibles (K/Rb) vs. SiO₂, para las rocas del complejo volcánico Ñadó, cuya tendencia también sugiere un proceso de evolución de AFC. Los cocientes Zr/Nb y K/Rb fueron seleccionados siguiendo los principios teóricos de ^{Hart y Allegre (1980)}, así como ^{Albarede (1995)}. 

Particularmente este proceso puede ocurrir en lugares donde existe un gran espesor de corteza, por ejemplo, en bordes continentales activos o en áreas de intraplaca (^{López-Ruiz, 1994}).