Mesa Central

La Mesa Central (Figura1a) es una meseta elevada localizada en el centro-norte de México y circundada por la Sierra Madre Occidental, la Faja Volcánica Transmexicana y la Sierra Madre Oriental (^{Nieto-Samaniego et al., 2005}). Las rocas más antiguas de la MC corresponden a secuencias marinas triásicas, aisladas, y a xenolitos precámbricos interpretados como de la base de la corteza, encontrados en basaltos del Cuaternario (^{Schaaf et al., 1994}; ^{Aranda-Gómez et al., 2000}; ^{Aguillón-Robles et al., 2009}; ^{Mascuñano et al., 2013}).

Durante el Jurásico-Cretácico se depositaron las secuencias marinas de la plataforma de Valles-San Luis Potosí (PVSLP) y de la Cuenca Mesozoica del Centro de México (CMCM) y una secuencia de rocas sedimentarias (lutitas, areniscas y calizas) y volcánicas (basaltos almohadillados, flujos de lava y tobas) con metamorfismo en facies esquisto verde (^{Carrillo-Bravo, 1971}; ^{Freydier et al., 1997}; ^{Nieto-Samaniego et al., 2005}). A partir del Cenozoico hubo una transición de ambiente marino al medio continental, en la cual ocurrió el depósito de sedimentos clásticos que formaron capas rojas de conglomerados y areniscas, los cuales están intercalados con tobas y lavas andesíticas del Eoceno (^{Labarthe-Hernández et al., 1982}; ^{Aranda-Gómez y McDowell, 1998}; ^{Aguillón-Robles et al., 2014}). Posteriormente se emplazaron las secuencias potentes de rocas volcánicas del Oligoceno: 1) lavas de composición dacítica, emplazadas a manera de domos entre 32-31 Ma; 2) ignimbritas voluminosas y domos riolíticos emplazados entre 31-28 Ma (^{Labarthe-Hernández et al., 1982}; ^{Aguillón-Robles et al., 2014}). Sobre éstas, yacen andesitas-basálticas y basaltos alcalinos con edades entre el Mioceno Temprano y el Pleistoceno (^{Aguirre-Díaz y McDowell, 1993}; ^{Aguillón-Robles et al., 2009}; ^{Aguillón-Robles et al., 2014}). Dichos eventos dieron lugar a diferentes centros volcánicos, entre los cuales se encuentra el CVSLP, localizado en la parte suroriental de la MC.

La MC sufrió varias fases de extensión entre el Eoceno tardío (^{Nieto-Samaniego et al., 2007}; ^{Tristán-González, 2008}; ^{Tristán-González et al., 2009b}; ^{Botero-Santa et al., 2020}) y el Mioceno (^{Alaniz-Álvarez et al., 2001}; ^{Botero-Santa et al., 2015}). No obstante, la deformación más importante tuvo lugar en el Oligoceno, entre 30 y 27 Ma (^{Tristán-González, 1986}; ^{Nieto-Samaniego et al., 1999}; ^{Tristán-González et al., 2009b}), cuando un evento de extensión cortical con orientación E-W condujo a la formación de fosas y pilares tectónicos paralelos (^{Nieto-Samaniego et al., 1997}).

Campo volcánico de San Luis Potosí

El CVSLP está constituido por diversas unidades de lavas riolíticas y depósitos de flujos piroclásticos (ignimbritas), que yacen discordantemente sobre rocas sedimentarias del Mesozoico o sobre sedimentos continentales del Paleoceno-Eoceno (^{Aranda-Gómez y McDowell, 1998}; ^{Labarthe-Hernández et al., 1982}; ^{Tristán-González et al., 2009a}). Este campo está formado por los complejos volcánicos Ahualulco, Pinos, Villa Hidalgo, La Repartición, Sierra San Miguelito y Río Santa María, relacionados con episodios magmáticos ocurridos durante el Cenozoico (^{Tristán-González et al., 2009a}).

Los episodios mencionados anteriormente para el CVSLP se resumen a continuación: 1) efusión de lavas predominantemente andesíticas que conforman la Andesita Casita Blanca durante el Eoceno medio (^{Tristán-González et al., 2009a}; ^{Aguillón-Robles et al., 2014}); 2) vulcanismo efusivo oligocénico (entre 32 y 28 Ma), representado por lavas de composición andesítica hasta dacítica-riolítica (p.ej., Dacita Jacavaquero, Latita Portezuelo, Riolita San Miguelito) acompañado, en menor proporción, de depósitos de flujos piroclásticos (p.ej., ignimbrita Cantera) (^{Labarthe-Hernández et al., 1982}; ^{Tristán-González et al., 2009a}; ^{Aguillón-Robles et al., 2012}); 3) etapa de vulcanismo félsico con erupciones piroclásticas entre 28 y 25 Ma (p.ej., ignimbrita Panalillo); 4) episodio de vulcanismo bimodal del Mioceno, caracterizado por la emisión esporádica de basaltos alcalinos (p.ej., basalto Cabras) acompañados de riolitas (p.ej., riolita Cerro Reyna) en áreas restringidas del CVSLP (^{Tristán-González et al., 2009a}; ^{Aguillón-Robles et al., 2012}); 5) generación de lavas basaníticas (p.ej., basalto Las Joyas) y rocas piroclásticas durante el Pleistoceno (1.6-0.6 Ma; ^{Tristán-González et al., 2009a}; ^{Aguillón-Robles et al., 2014}).

Estratigrafía del Complejo Volcánico de Ahualulco

La actividad volcánica en el CVA comienza con la andesita Petronilas y finaliza con la unidad más joven del Grupo Ahualulco (unidad formal propuesta por ^{Tristán-González et al., 2009a}). Este último, se conforma, de base a tope, por la Riodacita Zapatero, la toba Palos Colorados, la toba Hienera y la Riolita Los Cuervos. La secuencia del CVA se muestra en la Figura 2 y se describe a continuación, incluyendo las rocas volcánicas sobre las cuales descansa y a la ignimbrita Panalillo.

Figura 2 Columna estratigráfica compuesta y simplificada con edades isotópicas del CVA. 

Ignimbrita Membrillo (Oim)

Consiste en una secuencia piroclástica riolítica, no soldada, de color blancuzco, con estratificación cruzada (Figura 3a), que contiene pómez y cristales de cuarzo y sanidina, intercaladas con capas gruesas de epiclásticos de color verde oscuro. En la cima de la secuencia se presenta una ignimbrita soldada, porfirítica con 5 a 10 % de fenocristales de 2 a 3 mm en matriz desvitrificada. La Oim se restringe a la zona norte del complejo y en ocasiones se encuentra estrechamente asociada a fallas y siguiendo una trayectoria lineal (Figuras 1b, 1c y 2). Según análisis K-Ar reportados por ^{Tristán-González et al. (2009a)}, su edad es 32.0 ± 0.8 Ma (SLP01-30, Tabla 2).

Figura 3 Afloramientos de unidades volcánicas en el área de Ahualulco, en las zonas norte y sur. a) Ignimbrita Membrillo con acercamiento de la estratificación cruzada; b) contacto entre la andesita Petronilas y la ignimbrita Cortes; c) se observa la cristalinidad de la ignimbrita Cortes; d) litofisas de sílice amorfa en la ignimbrita Cortes; e) dique volcánico cortando la ignimbrita Cortes; f) vitrófiro de la base de la ignimbrita Cortes; g) ignimbrita Panalillo. 

Toba Palos Colorados (Otpc)

Toba lítica, riolítica, sin soldar, con estratificación burda, con aproximadamente 15% de fenocristales de sanidina, plagioclasa, cuarzo, biotita y cristales esporádicos de granate de color guinda (<0.5 mm). Su matriz es mesocrática, con coloración verdosa, que la caracteriza en todas sus localidades, y está parcialmente desvitrificada (^{Labarthe-Hernández et al.,1995}; ^{Idier, 2003}). Además, contiene pómez sin colapsar y abundantes líticos basales de arenisca fina, porfiríticos de rocas volcánicas y de granito redondeados (Figuras 5a y 5b).

En ocasiones, en la transición con la toba Hienera aparecen láminas rojizas de litoarenita con estratificación cruzada, intercaladas con capas tobáceas verdosas, difusamente estratificadas y ricas en pómez. En otras localidades, el contacto es neto cuando se observa una brecha rojiza, parcialmente silicificada, de 2-3 m, en la toba Palos Colorados (Figura 4c). Esta unidad sobreyace a la Riodacita Zapatero y subyace a la toba Hienera de manera discordante o a la base vítrea de la Riolita Los Cuervos (Figuras 4a). Con frecuencia, exhibe un delgado vitrófiro verde y cavidades redondeadas hacia la cima. Su espesor máximo es de 15 m aproximadamente.

Figura 4 Afloramientos de unidades volcánicas en el área de Ahualulco, en la zona centro: a) secuencia completa del Grupo Ahualulco mostrando, de abajo hacia arriba, la Riodacita Zapatero (Orz), la toba Palos Colorados (Otpc), la toba Hienera (Oth) y la Riolita Los Cuervos (Orc); b) foliación de flujo en la Riolita Los Cuervos; c) contacto entre facies de brecha y toba masiva a estratificada de la toba Hienera; d) riolita granatífera El Arenal; e) pórfido riolítico El Negro (la flecha señala uno de los xenolitos). 

Toba Hienera (Oth)

La toba Hienera es una ignimbrita riolítica masiva a estratificada, sin soldar, de color blanco- rosáceo que yace sobre la unidad Otpc (Figura 4a; ^{Labarthe-Hernández y Tristán-González., 1981}; ^{Labarthe-Hernández et al., 1995}), y subyace la base vítrea de la Orc o las autobrechas de desintegración (Figura 5f); en ocasiones se halla directamente sobre Orz. Comúnmente, en el campo, muestra espesores entre 50 y 70 m.

Figura 5 Afloramientos de unidades volcánicas del Grupo Ahualulco. a) Contacto entre brecha lítica de Palos Colorados (Otpc) y la toba Hienera (Oth). En la brecha se observa un clasto de granito señalado con el recuadro verde; b) acercamiento al clasto de granito de a); c) depósito de caída en toba Hienera; d) capas de la toba Hienera con lapilli acrecional; e) acercamiento al recuadro rojo en d), en el que se observa con más detalle el lapilli acrecional (p.ej. el señalado por la flecha); f) caparazón de domo de la Riolita Los Cuervos en la localidad de Palos Colorados. 

Es una roca rica en pómez y líticos sedimentarios y volcánicos en matriz de ceniza. Contiene, además, entre 5-10 % de fenocristales de cuarzo, sanidina, piroxeno, biotita de 2 a 4 mm y, muy ocasionalmente, granate rojo guinda, euédrico-subédrico (<1.5 mm) o como fenoclasto. Muy cerca del contacto con la toba Palos Colorados existe una delgada capa roja, con laminación fina, que contiene lapilli acrecional (Figuras 5d y 5e). Adicionalmente, presenta una capa que se conserva lateralmente, de aproximadamente 9 cm de espesor, en la cual los granos están en contacto clasto-clasto (Figura 5c).

Petrografía del CVA

Las andesitas

Las rocas andesíticas presentan matriz marrón-grisácea, con textura microlítica y algunas veces con orientación preferencial. Están constituidas por plagioclasa y piroxeno, con opacos diseminados y vidrio en menor proporción. Como minerales secundarios se observa clorita, palagonita y calcita. Además de plagioclasa con microtexturas de disolución (Figura 6a), como fenocristales exhiben ortopiroxeno y clinopiroxeno. En la andesita Petronilas los clinopiroxenos pueden tener zonación tipo reloj de arena y, a diferencia de la Andesita Casita Blanca, contiene olivino o su pseudomorfo por remplazamiento de iddingsita (Figura 6b).

Figura 6 Microfotografías de las unidades del complejo volcánico de Ahualulco. a-b) orientación preferencial de plagioclasa y piroxeno (Px) y texturas de desequilibrio en andesita Petronilas (XPL, 5x): a) synneusis en plagioclasa (Pl; por las diferencias de extinción y grosor de las maclas parecen ser cuatro cristales diferentes) con inclusiones de vidrio siguiendo una zonación antigua (líneas rojas) o formando textura de tamiz (sieve), fina en el borde (sf) y gruesa (sg) paralela a las franjas de las maclas polisintéticas; b) iddingsita reemplazando olivino (Ol) esquelético con bordes internos y externos aserrados. c) granate euédrico de la riolita granatífera El Arenal (imagen SEM); d) olivino (Ol) reemplazado por iddingsita en la ignimbrita Cortes (XPL, 10x); e) textura gráfica en ignimbrita Cortes (XPL, 5x); f) fenoclasto de plagioclasa con núcleo zonado y separado por un borde redondeado (flecha) y biotita plegada (Bt) en vidrio juvenil de la toba Hienera (XPL, 5x). 

Geoquímica de las unidades volcánicas del CVA

En general, las unidades del CVA son subalcalinas (Figura 7a), ricas en potasio y se clasifican dentro de la serie calcoalcalina - calcoalcalina potásica, en el caso de las andesitas, y las demás como calcoalcalina potásica-shoshonítica (Figura 7b). Las andesitas son metaluminosas, mientras que todas las demás unidades del complejo (lavas e ignimbritas) caen dentro de las hiperaluminosas.

Figura 7 Diagramas de clasificación geoquímica mostrando las diferentes unidades del complejo volcánico de Ahualulco. Los símbolos con relleno representan las muestras analizadas en este trabajo y las figuras sin relleno son las de la base de datos preexistente. a) SiO₂ vs. Na₂O+K₂O (^{Le Bas et al., 1986}); b) Co-Th (^{Hastie et al., 2007}). 

La Andesita Casita Blanca presenta un rango amplio de SiO₂, entre 54.8 % y 61.0 %, mientras que en la Andesita Petronilas este contenido varía entre 55.5 % y 59.9 %, clasificándola más como una andesita basáltica (Figuras 7a y 8). Por su parte, las rocas ácidas, desde la Dacita Jacavaquero hasta la ignimbrita Panalillo varían composicionalmente entre dacitas y riolitas (Figura 7b). En las unidades del área norte, los valores de SiO₂ varían entre 63.1 % y 73.5 % y en el sur, la ignimbrita Cortes tiene un rango de 71-76 %, en tanto que, en la zona centro, las cantidades están entre 67.1 % y 74.2 % en el Grupo Ahualulco (las más bajas pertenecen a una muestra de la base vítrea de la Riolita Los Cuervos y a un vidrio juvenil de la toba Hienera). A su vez, para el pórfido riolítico El Negro se determinaron porcentajes de sílice de 64.4 a 70.2 %, considerablemente menores a los de la riolita granatífera El Arenal (74-77 %), que se encuentra muy diferenciada con respecto a las demás riolitas (Figuras 7a y 8); sin embargo, la de mayor contenido de SiO₂ es la ignimbrita Panalillo con valores entre 74 y 77.4 % (Figuras 7a y 8), alcanzando incluso 80.7 % en unos diques localizados al sur de Valle Umbroso (Tabla 1; Figura1b). Así, según el diagrama TAS (Figura 7a) la mayoría de las rocas ácidas corresponden a riolitas, independientemente del nombre de la unidad (p.ej. Dacita Jacavaquero o Latita Portezuelo).

Usualmente, en los diagramas tipo Harker del CVA se observa una tendencia bien definida, con pendientes negativas desde las andesitas hasta las riolitas, para la mayoría de los elementos mayores (Figura 8). En las rocas félsicas aumenta de forma progresiva, más no regular, el índice de diferenciación magmática al ascender estratigráficamente (Figuras 8a, 8c, 8d y 8g). Así, las muestras de la Dacita Jacavaquero exhiben menor diferenciación y valores mayores de MgO, CaO y TiO₂, mientras que la ignimbrita Panalillo (la más joven) es la más diferenciada y está empobrecida en dichos óxidos con respecto a las demás (Figuras 8c, 8d y 8g). En cuanto al Fe₂O₃ (Figura 8b), el contenido es mayor en la Latita Portezuelo, quizás a causa de su abundancia en magnetita, consistente con la evidencia de campo. Debido a que son rocas ácidas, con el K₂O se ilustra una trayectoria casi lineal con pendiente positiva, sin embargo, en las rocas intermedias estos valores permanecen, más o menos, constantes, al igual que los de Na₂O y Al₂O₃ (Figuras 9a, 9e y 9f). Por otro lado, las andesitas ostentan una disminución regular de Fe₂O₃, MgO, CaO y TiO₂, conforme aumenta el fraccionamiento, aunque esto no se cumple para el MgO en la andesita Petronilas (Figura 8 b, c, d y g). En el caso de los diagramas de Na₂O vs. SiO₂ (Figura 9e) y P₂O₅ vs. SiO₂ (Figura 8h), el cambio de pendiente entre andesitas y unidades félsicas podría marcar el inicio de la cristalización de plagioclasa sódica y el apatito, respectivamente.

Figura 8 Diagramas tipo Harker de las rocas del complejo volcánico de Ahualulco con los contenidos de óxidos de elementos mayores graficados en base anhidra. Los códigos de colores se detallan en c) y están ordenados descendentemente, siguiendo la estratigrafía: Andesita Casita Blanca (Ecb), Dacita Jacavaquero (Odj), ignimbrita Membrillo (Oim), Latita Portezuelo (Olp), andesita Petronilas (Oap), ignimbrita Cortes (Oic), riodacita Zapatero (Orz), riolita granatífera El Arenal (Ora), toba Palos Colorados (Otpc), toba Hienera (Oth), riolita Los Cuervos (Orc) e ignimbrita Panalillo (Oip). La línea punteada en f) separa la serie calcoalcalina de la calcoalcalina potásica según ^{Peccerillo y Taylor (1976)}. 

Figura 9 Comportamiento de los elementos traza en el complejo volcánico de Ahualulco (CVA). a-b) Diagramas multielementales normalizados a condrita de ^{McDonough y Sun (1995)}: a) Grupo Ahualulco y b) zona norte. c-d) Diagramas de elementos de tierras raras normalizados a condrita según (^{Boynton, 1984}): c) representando las ignimbritas del CVA (exceptuando a Otpc); d) ignimbrita Cortes vs. andesita Petronilas. 

En cuanto a los elementos traza, las rocas del Grupo Ahualulco, al igual que el pórfido riolítico El Negro y la riolita granatífera El Arenal, exhiben fuertes tendencias negativas en zirconio y titanio para los HSFE y en estroncio para los LILE, y menores en niobio y bario, respectivamente (Figura 9a). A su vez, las rocas del área norte presentan empobrecimiento relativo en los HSFE con relación a los LILE, especialmente marcado en titanio, que se podría interpretar como resultado del fraccionamiento de ilmenita. Asimismo, resalta el contenido muy bajo de estroncio entre los incompatibles, salvo en la Dacita Jacavaquero (Figura 9b).

Por otro lado, los elementos de las tierras raras en las ignimbritas guardan un patrón similar, en el que hay cierto enriquecimiento relativo de LREE y una tendencia ligeramente más plana en HREE, a partir del erbio (Figura 9c). Además, exhiben una anomalía negativa en europio, la cual es significativamente mayor en la ignimbrita Panalillo (Figura 9c). En la andesita Petronilas, las tierras raras ligeras muestran una estrecha relación con las de la ignimbrita Cortes, con una tendencia decreciente, muy regular, hasta el samario y una sutil anomalía de europio, en contraste con las ignimbritas (Figura 9d).

Geocronología U-Pb

La muestra CVA-7-d es una riolita con biotita de la Riodacita Zapatero (Figura 1d). De los 30 cristales de zircón seleccionados, la mayoría (27) presentan edades del Oligoceno (29.8 Ma-33.4 Ma) con esporádicas intervenciones de edades del Eoceno (36.2 y 43.4 Ma; Figura 10a). La edad media ponderada es de 31.68 ± 0.29 Ma con un MSWD (Mean Squared Weighted Deviation) de 0.54 (Figura 10i). Los cristales analizados exhiben formas prismáticas euédricas y, en menor proporción, subédricas alargadas (Figura 11a); en ocasiones se observa zonación oscilatoria hacia el centro y las inclusiones son muy comunes. Las edades más antiguas pertenecen a los núcleos de los especímenes zonados. La mayoría de estos zircones muestran relaciones Th/U<0.5, entre los que se destacan los del Eoceno, siendo 0.08 el valor más bajo y correspondiente al zircón más antiguo de la muestra (Figura 10b).

Figura 10 Diagramas de concordia Wetherill con edades concordantes y relaciones Th/U vs. edad en zircones del complejo volcánico de Ahualulco. a-b) Muestra CVA-7-d de la Riodacita Zapatero; c-d); muestra CVA-7-b de la Riolita Los Cuervos; e-f) muestra CVA-4-u del pórfido riolítico El Negro; g-h) muestra CVA-5-t de la riolita granatífera El Arenal. Las imágenes insertadas dentro de los diagramas de concordia (i-l) corresponden a las edades medias ponderadas (con errores 1σ y 2σ, respectivamente, con intervalos de confianza del 95 %) de los zircones medidos, incluyendo valores de MSWD. Las barras color azul celeste representan datos cuya dispersión se sale del intervalo de confianza. 

Figura 11 Imágenes de catodoluminiscencia mostrando las características morfológicas de los cristales de zircón, el punto de muestreo por el láser y sus edades: a) CVA-7-d (Riodacita Zapatero); b) CVA-7-b (Riolita Los Cuervos); c) CVA-4-u (pórfido riolítico El Negro); d) CVA-5-t (riolita granatífera El Arenal). 

Por otro lado, la riolita CVA-7-b corresponde a una muestra de la Riolita Los Cuervos (Tabla 2). Los zircones encontrados presentan mayor dispersión de edades comparados con la Riodacita Zapatero, no obstante, los 32 granos seleccionados pertenecen al Oligoceno, entre 29.5 y 33.1 Ma (Figura 10c), con edad media ponderada de 30.83 ± 0.25 Ma y MSWD= 0.47 (Figura 10j). Se caracteriza por presentar cristales euédricos prismáticos y principalmente alargados, pero algunos son cortos o subédricos (Figura 11b); existen también unos con zonación moderada. Casi la mitad de los zircones tienen proporciones Th/U>0.5, pero el zircón más joven exhibe la menor relación, es decir 0.05 (Figura 10d).

De la muestra CVA-4-u (Tabla 2), perteneciente a la riolita porfirítica El Negro, se analizaron 35 puntos, entre núcleos y bordes, de los cuales fueron seleccionados 20 para el cálculo de la edad. Los cristales son principalmente alargados subédricos y euédricos, y prismáticos cortos. Además, con frecuencia presentan zonación oscilatoria o sectorial subordinada y algunas inclusiones (Figura 11c). La mayoría de estos análisis (10) muestran relaciones Th/U entre 0.4 y 0.5, en otros cinco son >0.5 y los cinco restantes, varían entre 0.2-0.4 (Figura 10f). El zircón más joven, de 29.2 Ma, pertenece al primer grupo, mientras el más antiguo, de 33.9 Ma, corresponde al segundo (Figura 10e). La edad media ponderada es de 31.11 ± 0.41 Ma con MSWD de 0.14 (Figura 10k).

La muestra restante, denominada CVA-5-t es de la riolita granatífera El Arenal (Figura 1d). Está conformada por cristales prismáticos alargados, normales y cortos, la mayoría euédricos y escasos anédricos subredondeados. Gran parte de ellos exhiben zonación magmática (Figura 11d). El análisis de los 27 zircones seleccionados reporta edades del Oligoceno, entre 29.4 y 34 Ma (Figura 10e), con edad media ponderada de 31.36 ± 0.27 Ma (MSWD=1.06; Figura 10l) y relaciones Th/U <0.5, a excepción de cuatro que exceden este valor (Figura 10f).

Algunos aspectos sobre los resultados de campo

En primer lugar, la etapa de campo realizada para este trabajo refleja algunos cambios notables en la cartografía preexistente: 1) existe más de una unidad de andesita; 2) algunos de los afloramientos mapeados como ignimbrita Panalillo, corresponden en realidad a la ignimbrita Cortes (propuesta informalmente aquí). Por lo demás, las cartas realizadas y actualizadas en los trabajos de ^{Labarthe-Hernández et al. (1995)} y ^{Quirino-Sánchez (2016)}, principalmente, son muy fieles a la evidencia de campo. Aun así, cabe resaltar que existe una distribución en la que las rocas félsicas más antiguas se concentran en el área norte del CVA (Figura 1c), mientras que una secuencia más compleja, en donde aflora el Grupo Ahualulco, se restringe a la zona centro (Figura 1d). Asociadas a este conjunto de rocas se encuentran el pórfido riolítico El Negro y la riolita granatífera El Arenal, con las cuales comparte el contenido de granate. Finalmente, en la zona sur las rocas volcánicas son principalmente de Latita Portezuelo con menores afloramientos de la ignimbrita Cortes y la andesita Petronilas (Figura 1b). Además, se observa un notorio hiato entre el emplazamiento de la ignimbrita Cortes y la ignimbrita Panalillo (Figura 2). Las relaciones estratigráficas junto con las edades isotópicas (^{Tristán-González et al., 2009a}; ^{González-Naranjo et al., 2012}; Tabla 2), soportan este enunciado.

Las ignimbritas Cortes y Panalillo en el CVA

Los afloramientos de la ignimbrita Panalillo se encuentran como mesetas distribuidas en diferentes localidades del CVSLP, como en los grábenes de Bledos, Villa de Reyes y Santo Domingo (^{Tristán-González et al., 2008}, fig.1; ^{Tristán-González et al., 2009a}; ^{González-Naranjo et al., 2012}; ^{Del Pilar-Martínez et al., 2020}; ^{Del Pilar-Martínez et al., 2021}), en algunas de las cuales están asociadas a diques piroclásticos (^{Aguirre-Díaz y Labarthe-Hernández, 2003}; ^{Torres-Hernández et al., 2006}; ^{Aguirre-Díaz et al., 2008}). En el caso del CVA, dichas mesetas se concentran en el oriente y en el sur (Figura 1b), donde inicialmente todas ellas eran interpretadas como una misma unidad. Sin embargo, existen criterios fuertes para considerar a las que afloran al SW como una unidad distinta a la ignimbrita Panalillo (Oip), definida aquí como ignimbrita Cortes (Oic) y que difiere de aquella con base en estos criterios: 1) la cantidad de cristales es significativamente mayor en Oic (15-40 %); 2) contiene olivino (o su pseudomorfo); 3) en sección delgada exhibe textura micrográfica, ausente en Oip (Figura 6c); 4) Oip es más silícica y, por lo tanto, más evolucionada que Oic (Figura 7). En general, hay variación composicional de elementos mayores entre ambas (Figuras 7 y 8); 5) La anomalía negativa de europio es mucho más pronunciada en Oip (Figura 9c); 6) tienen una afinidad geoquímica diferente dado que están en campos opuestos en el diagrama de Rb/Sr vs. Th/Nb. Mientras que Oic presenta valores muy bajos de Rb/Sr (≤2), indicando menor cristalización fraccionada, y correlación positiva de los elementos incompatibles Nb y Th (alcanzando valores de Th/Nb cercanos a 3), Oip muestra altos grados de diferenciación (Rb/Sr >5) por el fraccionamiento intenso de plagioclasa y bajas relaciones Th/Nb (<1; Figura 12a); 7) la edad isotópica reportada para Oic es 31.28 ± 0.2 Ma (^{González-Naranjo et al., 2012}), mientras que para Oip, en el CVA, oscilan entre 25.4 y 27 Ma (^{Labarthe-Hernández et al., 1982}; ^{Idier, 2003}; ^{Tristán-González et al., 2009a}). A propósito del último criterio, para la datación Ar-Ar de 31.28 ± 0.02 Ma, ^{González-Naranjo et al. (2012)} realizaron el muestreo y los análisis bajo el supuesto de que se trataba de la ignimbrita Panalillo, lo que también ocurrió en algunas localidades (en donde los afloramientos exhiben casi exclusivamente la “facies” esferulítica), durante las fases iniciales del presente trabajo. Dado lo anterior y la extensión de la ignimbrita Panalillo, queda abierta la posibilidad de que exista más de un caso similar al del CVA, en el cual se confundía a Oip con otra unidad más antigua, en otros complejos del CVSLP.

Figura 12 a) Relaciones Rb/Sr vs. Th/Nb en las ignimbritas y riolitas del complejo volcánico de Ahualulco. b) Diagrama La vs. La/Yb mostrando los efectos de la cristalización fraccionada y la fusión parcial. c) Diagrama de discriminación tectónica Th/Yb Vs. Ta/Yb (modificado de ^{Pearce, 1983}). Los círculos representan las andesitas, los cuadrados las riolitas y los triángulos las ignimbritas. 

Petrogénesis del CVA

Las rocas volcánicas de Ahualulco, según su geoquímica, se clasifican dentro de las series de alto potasio, entre calcoalcalinas y shoshoníticas. Los diagramas tipo Harker muestran una separación clara entre andesitas y riolitas, sin embargo, las tendencias casi lineales de los elementos mayores (más evidentes en las unidades félsicas), denotan una evolución progresiva desde la Andesita Casita Blanca hasta la ignimbrita Panalillo (Figura 8). Posiblemente, estas trayectorias tan definidas y sin desviaciones indiquen una evolución magmática ligada a procesos de cristalización fraccionada sin contaminación cortical significativa.

Las muestras de las unidades más antiguas, concentradas en la zona norte, exhiben una tendencia muy diferente a las demás rocas en el diagrama La vs. La/Yb, sugiriendo que la fusión parcial desempeñó un papel importante en su origen (Figura 12b). No obstante, estas firmas con alto contenido de La con respecto al Yb se interpretan como fraccionamiento de granate residual (ausente en estas rocas) a partir de fundido derivado del manto en condiciones de alta presión (^{Mori et al., 2012}). Además, las rocas de la Dacita Jacavaquero presentan altos valores de Sr (>400 ppm) y bajos de Y (18 ppm) e Yb (1.9 ppm), características atribuidas por algunos autores a fusión parcial de rocas de la base de la corteza continental o el manto litosférico, donde es estable el granate (p.ej., ^{Martin, 1999}; ^{Wyllie et al., 1989}; ^{Richards y Kerrich, 2007}).

A su vez, para las rocas del centro se observa mayor enriquecimiento en K (Figuras 7a y 8f) y alto contraste en el grado de diferenciación de las rocas del Grupo Ahualulco y la riolítica granatífera El Arenal. Mientras el diagrama de Th/Nb vs. Rb/Sr describe una correlación positiva con valores muy cercanos entre la Riodacita Zapatero y la Riolita Los Cuervos, ya que tienen un grado de diferenciación similar, la riolita granatífera El Arenal exhibe valores altos de Th/Nb y Rb/Sr (Figura 12a). Esto último, indica que las rocas de Ora tienen alto fraccionamiento de plagioclasa y están más diferenciadas que las lavas del Grupo Ahualulco. Si bien, este comportamiento se evidencia también en la mineralogía y los diagramas tipo Harker y multielemental (Figuras 8 y 9a), no se puede establecer una relación coherente entre la evolución y la estratigrafía, ya que Orc es más joven que Ora. Por otro lado, en el diagrama La vs. La/Yb las muestras del Grupo Ahualulco, la riolita granatífera El Arenal y el pórfido riolítico El Negro, registran fusión parcial como proceso principal con cristalización fraccionada subordinada; aunque el incremento en la relación La/Yb se puede atribuir también al fraccionamiento de granate (presente en todo el conjunto), por la compatibilidad de HREE en esta fase (^{Castillo et al., 1999}; ^{Mori et al., 2012}). En contraste, en el diagrama de discriminación de ^{Pearce (1983)} predomina la cristalización fraccionada (Figuras 12b y 12c). Además, en ambos diagramas las rocas de Ora y Oprn ilustran tendencias aproximadamente paralelas, lo que podría sugerir un fraccionamiento inicial de plagioclasa (fenocristales <20 mm en Oprn), seguido de cristalización de Ora y finalizando con el pórfido. Esto explicaría la alta diferenciación en Ora, sus anomalías negativas marcadas en Sr, su firma de cristalización fraccionada más intensa que la de Oprn y el carácter menos evolucionado de ésta última (Figuras 7, 9a, 12), pero se requiere investigación más profunda para confirmarlo.

Con respecto a la zona sur, la coexistencia de andesitas basálticas e ignimbritas riolíticas contemporáneas plantea una de las incógnitas petrogenéticas del CVA. Como ya se mencionó, las rocas de la ignimbrita Cortes, de 31.28 ± 0.02 Ma, yacen sobre la andesita Petronilas de 31.2 ± 0.7 (Figuras 2, 3b; Tabla 2) dejando una laguna composicional bastante notoria entre ellas, que para el SiO₂ está entre 56.57 % (si se consideran solo las muestras del sur; Tabla 1) y 71.01 % (Figuras 7a y 8). No obstante, tanto la andesita Petronilas, como la ignimbrita Cortes comparten texturas de desequilibrio y olivino iddingsitizado (Figuras 6b y 6e), las relaciones Nb/Th cercanas a 1, al igual que muestran comportamientos similares de REE, con sutil enriquecimiento de LREE (Figura 9d), pero el fraccionamiento de plagioclasa es mayor en la ignimbrita. A pesar de que estas últimas características podrían sugerir una fuente común, parece improbable que la unidad félsica se haya originado por cristalización fraccionada de la andesita Petronilas en un tiempo tan restringido, por lo que no se excluye la posibilidad de que representen un magmatismo bimodal “atípico”, ya que no son miembros composicionales extremos como riolita-basalto (^{Rapela et al., 1988}; ^{Ngounouno et al., 2000}) o granito-gabro (p.ej., ^{Meade et al, 2014}; ^{Zeng et al., 2018}). El magmatismo bimodal, también llamado Daly-Bunsen gap, se ha encontrado en diferentes ambientes tectónicos y con rangos de hiatos composicionales muy variados (p.ej., ^{Mazhari et al., 2009}; ^{Dufek y Bachmann, 2010}; ^{Liu et al., 2014}; ^{Meade et al, 2014}). Casos como el del CVA, de rocas intermedias y félsicas se ha reportado en otros trabajos a nivel mundial (p.ej., ^{Richards y Kerrich, 2007}; ^{Liu et al., 2020}) y en la MC (p.ej., ^{Sieck et al., 2019}), incluyendo uno del CVSLP: el representado por la ignimbrita Panalillo (26.8 Ma) y las andesitas del basalto La Placa (27.2 Ma; ^{Rodríguez-Ríos y Torres-Aguilera, 2009}). Otros eventos de volcanismo bimodal se han estudiado en el CVSLP, como el caso del basalto Cabras y la riolita Cerro Reyna en el complejo volcánico Sierra San Miguelito (^{Tristán-González et al., 2009a}). En dichos casos, se han propuesto como procesos petrogenéticos la fusión parcial de manto superior y corteza inferior y la cristalización fraccionada, con algo de mezcla de magmas (^{Rodríguez-Ríos y Torres-Aguilera, 2009}; ^{Tristán-González et al., 2009a}; ^{Aguillón-Robles et al., 2014}). Sin embargo, el origen de estas asociaciones bimodales ha sido muy debatido a nivel global y aunque se han propuesto diversas explicaciones, sigue siendo un tema de discusión en la actualidad (p.ej., ^{Meade et al., 2014}).

En el CVA, como se observa en el diagrama La vs. La/Yb (Figura 12b), la cristalización fraccionada parece ser el principal proceso de diferenciación en las rocas de la zona sur y se evidencia continuidad desde las muestras de la Andesita Casita Blanca, pasando por la Latita Portezuelo, la ignimbrita Cortes y finalmente la ignimbrita Panalillo (Figuras 8, 9c y 13c). En contraste, la andesita Petronilas podría explicarse mediante la inyección de magma más máfico, quizás proveniente del manto superior dada la presencia de fayalita (^{Sieck et al., 2021}), que reacciona con el fundido preexistente, aumentando la temperatura y generando texturas de disolución en fenocristales de plagioclasa (Figura 6a; ^{Tsuchiyama, 1985}; ^{Renjith, 2014}; ^{Jamshidibadr et al., 2020}). Pese a todo lo anterior, se requieren más estudios para conocer la (s) fuente (s) y los procesos que originaron este fenómeno y así confirmar o desmentir la existencia del magmatismo bimodal.

Debido a que las rocas pasan de un carácter calcoalcalino a uno calcoalcalino potásico, hasta finalizar en una serie alcalina (Figuras 7 y 8f), se podría interpretar que el CVA registra localmente, la finalización del efecto de la subducción y su transición hasta un ambiente intraplaca (Figura 12c), en una configuración tectónica extensiva. En este caso, las anomalías negativas de Nb y Ta representarían la firma heredada del proceso de subducción (^{Aguillón-Robles et al., 2014}; ^{Sieck et al., 2021}; Figura 9b), que se observa también en la vertical del diagrama de discriminación de ^{Pearce (1983)}, siendo más evidente en las andesitas, donde la mayor afinidad pertenece a las rocas más antiguas de Ecb (Figura 12c). Sin embargo, la tendencia principal de las muestras oligocénicas en este último diagrama señala un enriquecimiento hacia un ambiente intraplaca.

Finalmente, el empobrecimiento moderado de HREE y la alta relación La/Yb puede indicar que la cristalización de anfíbol o granate despeñó un papel sobresaliente durante la diferenciación magmática (^{Mori et al., 2012}; ^{Cano et al., 2022}). Mientras que las anomalías negativas de Nb, Ta, Ba, Sr y Eu (Figura 9) apoyan la hipótesis de la cristalización fraccionada de un magma mantélico o la fusión parcial de corteza inferior (^{Sieck et al., 2021}). Los xenolitos de anfibolita y granulita con granate, encontrados en el pórfido riolítico El Negro (Figura 4e), podrían reforzar la idea de la corteza inferior como una de las fuentes del magma (^{Schaaf et al., 1994}).

Las nuevas edades U-Pb

Las edades obtenidas para las unidades de la base (Riodacita Zapatero) y la cima (Riolita Los Cuervos) del Grupo Ahualulco, permiten restringir el periodo del magmatismo que dio origen a las rocas de la zona centro, entre el Eoceno medio y el Oligoceno tardío, y posicionar estratigráficamente a la riolita granatífera El Arenal (de 31.36 ± 0.27 Ma; Figuras 10g y 10l).

Por un lado, la morfología prismática, euédrica-subédrica y zonada de los zircones de las unidades datadas (Figura 11), así como las poblaciones de éstos con relaciones Th/U ≥ 0.5 (Figuras 10b, 10d, 10f, 10h y 14), indican que se trata de zircones magmáticos (^{Hoskin y Schaltegger, 2003}). Por otra parte, ^{Rubatto (2002)} menciona valores de Th/U de 0.18-0.47, normales para núcleos magmáticos en zircones de migmatitas con granate. La mayor parte de los zircones de la unidad Ora caen en este rango, al igual que las poblaciones restantes de las otras dos unidades. Las cuatro unidades datadas también contienen granate, pero su presencia no explicaría el empobrecimiento relativo en los cristales con proporciones Th/U excepcionalmente bajos para ser magmáticos, debido a que el Th es incompatible en esta fase (^{Rubatto y Hermann, 2007}). No obstante, se le podría atribuir al crecimiento de monacita con el zircón, que se ha observado en las muestras del pórfido riolítico El Negro (p.ej., ^{Pineda et al., 2022}).

De esta forma, se tiene que la cristalización de las unidades del Grupo Ahualulco ocurrió entre 31.68 ± 0.29 Ma y 30.83 ± 0.25 Ma. Además, se podría sugerir que todo este conjunto de rocas se formó en el mismo reservorio dadas las características mineralógicas que comparten, especialmente la presencia del granate.

Emplazamiento del complejo volcánico de Ahualulco

La historia volcánica en la región de Ahualulco comienza en el Eoceno (Figura 13-T1), después del depósito de los sedimentos continentales de la Formación Cenicera, con la emisión de las lavas andesíticas calcoalcalinas de ~45 Ma, conocidas como Andesita Casita Blanca (Figura 12c). Después de esto, el vulcanismo cesa localmente por un lapso de casi 15 Ma, para dar lugar a unidades más evolucionadas y enriquecidas en K, que constituyen domos de la Dacita Jacavaquero (31.6 Ma) y la Latita Portezuelo (31 Ma), además de una menor representación de rocas piroclásticas con la ignimbrita Membrillo (32 Ma). Los flujos de lava dacítica-riolítica de la Latita Portezuelo cubrieron grandes extensiones en los valles recién formados, alcanzando espesores de hasta 400 m. Estas erupciones de magmas más evolucionados pudieran responder a procesos de AFC (p.ej., ^{Aguillón-Robles et al., 2009}). Durante el Oligoceno, y relacionado con el evento de Cuencas y Sierras en la MC, se desarrollaron fallas normales con rumbo NW-SE y dextrales orientadas NE, que conformaron grábenes y semigrábenes, o estructuras pull-apart con un patrón en-echelón (p.ej., ^{Aguirre-Díaz et al., 2008}; ^{Tristán-González et al., 2008}; ^{Tristán-González et al., 2009b}). Se cree que dichas estructuras sirvieron como conducto de las lavas que dieron lugar a los domos de la Dacita Jacavaquero y la Latita Portezuelo (^{Tristán-González et al., 2008}; ^{Tristán-González et al., 2009a};^{Almaguer-Ramírez, 2014}; ^{Quirino-Sánchez, 2016}).

Figura 13 Modelo magmático y vulcanológico esquemático de la evolución del complejo volcánico de Ahualulco (CVA). T1: cubre una etapa de transición entre un ambiente tipo arco, con magmatismo andesítico calcoalcalino, progresivamente enriquecido en potasio, hasta comienzos del magmatismo shoshonítico de ambiente intraplaca (45-32 Ma). T2: Emplazamiento de vulcanismo andesítico, dacítico y riolítico del CVA a partir de magmatismo, predominantemente hiperaluminoso, formado por procesos de AFC en la corteza. En el área de Ahualulco, el vulcanismo fue principalmente efusivo en las etapas iniciales, sin embargo, durante la formación del CVA el vulcanismo explosivo adquirió protagonismo, constituyendo así, casi el 50 % del material expulsado en la región. Una explicación más detallada está descrita en la sección de emplazamiento del complejo volcánico de Ahualulco. 

El vulcanismo fisural continuó con composiciones más evolucionadas, y más ricas en K, con el emplazamiento de la ignimbrita Cortes, hace aproximadamente 31.2 Ma, coetáneo con el resurgimiento local de las lavas andesíticas, representado por la andesita Petronilas, en el centro y sur del CVA (Figura 13-T2). La presencia de estas erupciones félsicas e intermedias, que se traslapan en espacio y tiempo, pudiera estar relacionada con una etapa bimodal por cristalización fraccionada de antiguas cámaras magmáticas heterogéneas. Mientras tanto, en la zona centro se generaba la unidad base del Grupo Ahualulco, una lava porfirítica con foliación de flujo denominada Riodacita Zapatero (31.6 Ma), y se emplazaron diques félsicos con orientación NW-SE de la riolita granatífera El Arenal (31.3 Ma), que podría hacer parte de un domo endógeno, al igual que un cuerpo subvolcánico con abundantes xenolitos de corteza inferior y granate (Oprn de 31.1 Ma), que produjo alteración hidrotermal exuberante en la zona. A la etapa media del Grupo Ahualulco, sucedió una fase explosiva identificada por las ignimbritas, no soldadas, toba Palos Colorados y toba Hienera. Dicha fase se manifestó con brechas líticas extensas en ambas unidades, con clastos líticos de granito (que no aflora en la zona; Figuras 5a y 5b) y abundantes líticos del basamento sedimentario marino, junto con otras características litoestratigráficas resumidas en la Tabla 3, las cuales sugieren erupciones explosivas de estructuras más complejas, que a su vez generaron depresiones o cuencas locales similar a lo identificado en calderas de colapso. A continuación, se formaron las autobrechas, bases vítreas y lavas de la Riolita Los Cuervos (30.8 Ma), que corresponde a la unidad más joven, tanto del Grupo Ahualulco como del CVA. Las rocas riolíticas con xenolitos o granate pudieran indicar un origen por cristalización fraccionada en corteza inferior, dando lugar a enriquecimiento de cámaras magmáticas más someras que ocasionaron las erupciones explosivas. A finales del Oligoceno, ocurrió un evento de vulcanismo fisural regional, que dio origen a la unidad más diferenciada en el área de Ahualulco, denominada ignimbrita Panalillo, la cual es observable en múltiples complejos del CVSLP.