Revista Mexicana de Ciencias Geológicas

 

Ignimbritas hiperalcalinas del Mioceno medio en Sonora Central: revaluación de la estratigrafía y significado del volcanismo terciario

 

Peralkaline ignimbrites of middle Miocene age in central Sonora: review of the stratigraphy and significance of Tertiary volcanism

 

Jesús R. Vidal–Solano^1,3, Francisco A. Paz–Moreno², Alain Demant³ y Margarita López–Martínez⁴

 

1 Departamento de Geología, Universidad de Sonora, Apdo. Postal 847, 83000 Hermosillo, Sonora, México. jrvidal@ciencias.uson.mx

2 Departamento de Geología, Universidad de Sonora, Apdo. Postal 847, 83000 Hermosillo, Sonora, México.

3 Pétrologie Magmatique, Université Paul Cézanne (Aix–Marseille III), CC 441, 13397 Marseille Cedex 20, France.

4 Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada, Departamento de Geología, Carr. Tijuana – Ensenada Km. 107, 22800 Ensenada, Baja California, México.

 

Manuscrito recibido: Abril 28, 2006
Manuscrito corregido recibido: Septiembre 22, 2006
Manuscrito aceptado: Octubre 5, 2006

 

RESUMEN

Un episodio volcánico peculiar marcado por el emplazamiento de ignimbritas y derrames riolíticos de tipo hiperalcalino ha sido reconocido dentro de las secuencias terciarias en la parte central del Estado de Sonora. Los datos de campo, junto con las determinaciones geocronológicas ⁴⁰Ar/³⁹Ar, el estudio mineralógico fino y los datos geoquímicos (elementos mayores y traza), permiten precisar la posición estratigráfica y la naturaleza de las lavas. Edades muy parecidas de 12 Ma obtenidas en estas rocas, confirman que las manifestaciones hiperalcalinas de Sonora central pertenecen a un mismo episodio volcánico del Mioceno medio. Desde el punto de vista petrográfico, las lavas de este evento se distinguen de las otras rocas riolíticas de la región por su asociación mineralógica anhidra de sanidina +fayalita+clinopiroxeno verde rico en fierro. Químicamente, por los contenidos relativamente elevados de fierro y bajos de aluminio estas riolitas se clasifican como comenditas. Los espectros de tierras raras tanto de las ignimbritas como de las riolitas, se caracterizan por un enriquecimiento en tierras raras ligeras, una fuerte anomalía negativa en Eu y un patrón plano para las tierras raras pesadas. Las bajas concentraciones en Ti, P, Sr y Ba recalcan el alto grado de diferenciación de los líquidos. La existencia del episodio volcánico hiperalcalino del Mioceno medio en una amplia extensión geográfica, resulta ser un marcador estratigráfico relevante en el marco geológico regional. El hecho que estas lavas estén frecuentemente intercaladas con depósitos detríticos, así como la aparición, poco después (11 Ma) de magmas diferenciados de la secuencia toleítica (islanditas) muestran que el volcanismo hiperalcalino se emplazó en valles tectónicos, relacionados con los procesos de adelgazamiento de la litosfera, precursores de la apertura del Golfo de California.

Palabras clave: volcanismo hiperalcalino, geoquímica, Mioceno medio, Sonora, México.

 

ABSTRACT

A peculiar volcanic episode represented by peralkaline ignimbrites and rhyolitic domes, has been recognized among the Tertiary volcanic sequences of central Sonora. Field studies, ⁴⁰Ar/³⁹Ar geochronology, mineral chemistry and geochemistry (major and trace elements), contribute to establishing the volcanic stratigraphy and the characteristics of these lavas. ⁴⁰Ar/³⁹Ar dates give very similar ages of 12 Ma, showing that all the peralkaline rocks from central Sonora belong to the same volcanic episode. Peralkaline rocks have a typical anhydrous mineral association (sanidine+fayalite+Ferich, green clinopyroxene), very distinctive from that of the calc–alkaline silicic rocks in the region. These high–silica magmas have relatively high iron, and low alumina contents that classify them as comendites. The REE patterns are characterized by a slight enrichment in LREE, a strong negative anomaly in Eu, and fiat HREE pattern. The low concentrations in Ti, P, Sr and Ba are in accordance with the high degree of differentiation of these liquids. The existence of such a middle Miocene peralkaline episode, with a wide geographic extension, constitutes a clear geological marker in the region. The intimate association of these lavas with clastic sedimentary deposits and the eruption, shortly after (11 Ma), of differentiated tholeiitic magmas (islandites), show that the middle Miocene volcanism was clearly related to extensional tectonism and lithospheric thinning processes which precede the opening of the Gulf of California.

Key words: peralkaline volcanism, geochemistry, middle Miocene, Sonora, Mexico.

 

INTRODUCCIÓN

La evolución tectonomagmática del noroeste de México está relativamente bien establecida por los trabajos realizados en las últimas décadas (Cochemé, 1985; Henry, 1989; Cochemé y Demant, 1991; Gans, 1997; McDowell et al., 1997; Mora–Álvarez y McDowell, 2000). Esta evolución está caracterizada por el desarrollo, durante el terciario, de una fase de extensión responsable de la morfología en sierras y valles paralelos (Basin and Range) que afecta a los estados de Sonora, Chihuahua, Durango, Sinaloa y Nayarit (Henry y Aranda–Gómez, 1992). La deformación extensional se distribuye en el noroeste de México a lo largo de dos cinturones orientados NNW–SSE, separados por la Sierra Madre Occidental (SMO), altiplano relativamente poco afectado por esta tectónica (Figura 1). La parte situada al oeste de la SMO (Estado de Sonora) se encuentra implicada, desde el fin del Oligoceno, en diversos procesos tectónicos que condujeron finalmente a la apertura del Golfo de California a fines del Mioceno (Stocky Hodges, 1989; Sawlan, 1991). Sonora es por lo tanto un sector clave que permite seguir la evolución tectónica del margen occidental de la placa Norteamericana, desde el cese de la subducción hasta la apertura oceánica actual.

La actividad magmática ligada a la subducción de la placa Farallón está representada (1) en la parte denudada del oeste del Estado de Sonora, por amplios afloramientos de rocas plutónicas (90–40 Ma) en su mayoría laramídicas y de naturaleza granodiorítica (Richard et al., 1989), y (2) al este, por los enormes volúmenes de ignimbritas terciarias que constituyen la Sierra Madre Occidental. Estos últimos han sido clásicamente subdivididos (McDowell y Keizer, 1977; McDowell y Clabaugh, 1979; Magonthier, 1984; Cochemé, 1985; Montigny et al., 1987; Magonthier, 1988) en dos secuencias: una de edad oligocénica (35–29 Ma) caracterizada por ignimbritas porfíricas (con cuarzo, plagioclasa y biotita), la otra de edad miocénica (23–20 Ma) conformada por ignimbritas más afaníticas con pómez.

La existencia de ignimbritas del Mioceno medio (14–11 Ma) es conocida desde hace tiempo en Sonora (Morales–Montaño etal, 1990; Paz–Moreno, 1992) y afloramientos de este tipo han sido localizados hasta el pie de la SMO (Gans, 1997; McDowell et al., 1997). Estos depósitos se distribuyen a lo largo de franjas alargadas de orientación N–S y se distinguen por su morfología en mesas basculadas. Este volcanismo miocénico ha sido considerado como la expresión final del magmatismo de subducción (Mora–Alvarez y McDowell, 2000); sin embargo, una ignimbrita de carácter hiperalcalino identificada en los alrededores de la ciudad de Hermosillo (Paz–Moreno et al., 2000) fue fechada en 12.44 ± 0.05 y 12.56 ± 0.08 (Vidal–Solano et al., 2005).

Con el fin de establecer la distribución geográfica de este tipo de ignimbritas, generalmente encontrado en zonas de rift (Scott et al. 1995; Edwards y Russell, 2000), se realizó un trabajo de reconocimiento geológico entre Hermosillo y el pie de la SMO, en un sector comprendido entre San Miguel de Horcasitas al norte, y la Sierra San Antonio al sur [para más detalle, referirse a los mapas en el trabajo de Vidal–Solano (2005) para la ubicación de los diferentes afloramientos]. El sector estudiado está delimitado por las coordenadas UTM 12R ³²60⁰⁰⁰–³¹50⁰⁰⁰ Norte y ⁴90⁰⁰⁰–⁵50⁰⁰⁰ y cubre una superficie de cerca de 10,000 km² (Figura 1). Los objetivos principales de este trabajo, además de definir las características petroquímicas de las ignimbritas hiperalcalinas, consisten en precisar la posición estratigráfica y el significado del volcanismo hiperalcalino dentro del marco geológico regional. Se presentan para este fin, nuevas edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar, un resumen de la química mineral de los tipos petrográficos relevantes, así como los análisis de elementos mayores y traza de los mismos. Debido a que el material ignimbrítico es un buen marcador estratigráfico (Demant, 2005), se pudo establecer la evolución tectonomagmática terciaria de la región y su posible relación con la apertura del Golfo de California.

 

MARCO GEOLÓGICO REGIONAL

El basamento pre–Terciario

Las rocas más antiguas que aparecen en la zona estudiada son secuencias sedimentarias del Paleozoico (Radelli et al., 1987). Se trata principalmente de formaciones calcáreas con edades del Cámbrico medio al Pérmico (Vega–Granillo, 1996a y 1996b; Page et al., 2003; Almazán–Vázquez et al., 2006), que son explotadas localmente por las cementeras.

Las rocas paleozoicas han sido interpretadas como napas que cabalgan un zócalo proterozoico (Radelli, 1990; Stewart et al., 1990; Richard, 1991). No hemos encontrado en la zona de estudio ninguna roca cristalina que pudiera marcar el límite del Cratón Precámbrico Norteamericano, localizado por algunos autores tanto al oeste, entre Hermosillo y Caborca (Farmer et al., 2001; Valencia–Moreno et al., 2001,2003; Iriondo et al., 2004), como al este, en la Sierra de Mazatán (Vega–Granillo, 1996a).

En la parte sur del sector estudiado afloran areniscas y lutitas del Triásico (Wilson y Rocha, 1949; Alencaster, 1961). Estas rocas, así como las unidades paleozoicas, han sido intrusionadas por plutones que indujeron un metamorfismo térmico importante y originaron numerosos yacimientos metálicos (Mead et al., 1988; Lavariega–Trujillo, 2004). Las rocas intrusivas pertenecen al episodio laramídico y han sido fechadas en la región entre 90 y 40 Ma (Damon et al., 1983; Mead et al., 1988; Richard et al., 1989; Gans, 1997). Este magmatismo orogénico es interpretado como el resultado de una convergencia rápida entre la placa Farallón y la placa de Norteamérica (Coney y Harms, 1984; Engebretson et al., 1985; Dickinson, 1989). Las rocas del arco volcánico laramídico (Cretácico terminal – Terciario), definidas localmente como Formación Tarahumara (McDowell et al., 2001), son escasas en la región estudiada; se trata de rocas silícicas o andesíticas, generalmente muy alteradas.

Las formaciones sedimentarias terciarias

La exhumación del batolito laramídico ha alimentado, desde mediados del Terciario, una sedimentación detrítica importante que rellena cuencas endorreicas comúnmente delimitadas por fallas lístricas (semigrabens de Leeder y Gawthorpe, 1987). Estas fallas son responsables del basculamiento de los bloques (Gans, 1997) y de una disposición en "abanico" de los estratos sedimentarios (Chaulot–Talmon, 1984; Cochemé, 1985). Los depósitos terciarios han sido definidos, en Sonora, bajo el nombre de Formación Báucarit (King, 193 9). La importancia de estas molasas continentales y su edad variable de un sector geográfico a otro, explican el porqué de la proliferación y la confusión de los términos estratigráficos utilizados al referirse a esta formación (Bartolini et al., 1994). En el margen oeste de la SMO, las areniscas y conglomerados de la Formación Báucarit –y las intercalaciones de derrames basálticos y/o cenizas volcánicas ácidas– son preservados en cuencas fósiles (Cochemé, 1985; Münch, 1993). La cristalización de zeolitas en la matriz de estos sedimentos es responsable de su endurecimiento (Cochemé et al., 1988, 1994; Münch et al., 1996; Lassauvagerie, 1999), el cual se traduce en una morfología característica en forma de ruinas. Los datos geocronológicos obtenidos en las rocas volcánicas intercaladas permitieron asignar a la Fm. Báucarit en ese sector una edad entre 23 y 17 Ma (Montigny et al., 1987; Paz–Moreno, 1992; Gans, 1997; McDowell et al., 1997).

En la cuenca de Ures, una secuencia detrítica continental definida como Formación Tubutama (Calles–Montijo, 1999) y fechada entre 28 y 19 Ma, se observa en discordancia debajo de la Formación Báucarit (s.s.). Los depósitos de Ures están relacionados al desarrollo del Metamorphic Core Complex (MCC) de Mazatán (Grijalva–Noriega y Roldán–Quintana, 1999; Vega–Granillo y Calmus, 2003; Wong et ai, 2003) y tienen por lo tanto un valor estratigráfico local. Los MCC están localizados al pie de la SMO, donde definen un sector con alta tasa de extensión (Nourse et al., 1994; Liu, 2001). En la misma cuenca de Ures, un conglomerado coronado por remanentes de erosión de basalto o ignimbrita cubre de manera discordante tanto a la Formación Báucarit como a la Formación Tubutama. Este conglomerado fue asignado a una Formación Báucarit Superior (Calles–Montijo, 1999), que marcaría una disminución de los procesos de erosión durante el Mioceno medio. Estas areniscas y conglomerados son equivalentes estratigráficamente a los observados debajo de los afloramientos de ignimbrita de El Gavilán (fechada por K/Ar en 11.87 ± 0. 35 Ma, Paz–Moreno, 1992) o de la Sierra Lista Blanca (Morales–Montaño et al., 1990, McDowell et al., 1997).

En Sonora, las formaciones detríticas continentales abarcan por lo tanto un periodo de cerca de 30 Ma. Datos geocronológicos recientes muestran que la edad del relleno de las cuencas disminuye desde el borde occidental de la SMO hacia las zonas costeras del Golfo de California (Blair y Gans, 2003; Gans et al., 2003, 2006; MacMillan et al. 2003; Wong et al., 2003). El carácter endurecido de los sedimentos de la Formación Báucarit subraya la existencia de un flujo térmico importante al final del Oligoceno–inicio del Mioceno (Cochemé et al., 1988), el cual se puede relacionar con los procesos de extensión que dieron origen a los MCC. Los sedimentos más recientes son por el contrario poco endurecidos. En el sector occidental de Sonora, entre Hermosillo y las zonas costeras, acumulaciones considerables de sedimentos con edades del Mioceno–Plioceno han sido registrados por las perforaciones hidrogeológicas (Vega–Granillo et al., 2002).

El volcanismo terciario

Formaciones volcánicas terciarias de naturaleza variada afloran ampliamente en la parte central del Estado de Sonora. En esta región, el Mioceno es un periodo de transición entre un magmatismo de subducción, activo desde el fin del Mesozoico, y un volcanismo pliocénico–cuaternario de tipo intraplaca (Cochemé, 1985; Paz–Moreno, 1992; Paz–Moreno et al., 2003).

La sucesión volcánica ha sido bien establecida en la región Guaymas – Sierra Santa Ursula (SSU) – Sierra Libre, donde las lavas terciarias más antiguas son basaltos, andesitas e ignimbritas porfíricas con edades del Oligoceno–Mioceno, equivalentes a las formaciones volcánicas que afloran en el margen occidental de la SMO (Bockoven, 1980; Cochemé, 1985; Delpretti, 1987). En discordancia sobre esta secuencia se observan domos de dacita de anfíbol y coladas andesíticas, fechados entre 19 y 15 Ma (Mora–Álvarez y McDowell, 2000; Mora–Klepeis y McDowell, 2004). Grandes volúmenes de dacitas y riolitas, así como derrames piroclásticos y lahares que acompañaron el emplazamiento de esas lavas forman, en la SSU, la llamada Ventana felsic unit datada por el método K/Ar entre 12.3 y 11.4 Ma (Mora–Álvarez y McDowell, 2000). Facies de obsidiana y riolitas perlíticas son frecuentes en esta secuencia, en particular en la Sierra Libre (Cochemé, 1981; Lagarda–Lagarda, 1983; Paz–Moreno, 1992), donde recién fueron reportados enormes volúmenes de lavas ácidas (MacMillan et al., 2003). Éstas son localmente infrayacidas tanto por basaltos (fechados en 13 Ma), como por una unidad ignimbrítica fechada en 12.34 Ma y mineralogía similar a la de los flujos piroclásticos hiperalcalinos estudiados en este trabajo (MacMillan et al., 2006). Un granito subvolcánico con textura granofírica, reconocido como parte de la secuencia terciaria, aflora de manera continua sobre más de 60 km en el sector sureste y este de la SSU (Cochemé, 1981; Mora–Álvarez y McDowell, 2000). Su orientación norte–sur muestra que su emplazamiento fue guiado por fallas en extensión (Angelier et al., 1981; Cochemé, 1985). El granófiro ha sido fechado con precisión en 12.08 ± 0.36 Ma por el método K/Ar en plagioclasa, y 11.74 ± 0.35 Ma en roca total (Paz–Moreno, 1992). Una edad menos precisa (14.4 ± 2.5 Ma) para otro afloramiento del granófiro ha sido reportada por Mora–Klepeis y McDowell (2004).

El último conjunto volcánico, que reposa en discordancia angular sobre la secuencia anterior, consiste en una secuencia bimodal de ignimbritas y basaltos. Una potente unidad de ignimbrita (>100 m de espesor) constituye la parte superior de la SSU (Cochemé, 1981; Mora–Álvarez y McDowell, 2000). Una edad K/Ar en plagioclasa de 7.7 Ma fue obtenida por Paz–Moreno (1992) para la unidad ignimbrítica de la cima del Cerro El Vigía (al norte de Guaymas). Mesas basálticas, ligeramente basculadas, afloran en los bordes orientales y meridionales de la SSU. Estos basaltos, de carácter toleítico (Paz–Moreno, 1992), han arrojado edades entre 10.3 y 8.5 Ma (Mora–Álvarez y McDowell, 2000). Los movimientos verticales que resultaron en la formación del graben de Empalme (Roldán–Quintana et al., 2004; Vargas–Navarro, 2005) son por lo tanto posteriores a los 8 Ma.

En resumen, en la parte sur del Estado de Sonora se reconocen tres secuencias volcánicas separadas por discordancias angulares marcadas: 1) Una secuencia del Mioceno inferior, constituida por andesitas y dacitas; 2) una secuencia principalmente ácida (dacitas a riolitas) del Mioceno medio (12–11 Ma) que incluye al granófiro de Empalmey los grandes volúmenes de riolitas de la Sierra Libre; y por último, 3) una secuencia del Mioceno terminal (10–7 Ma) de tipo bimodal, compuesta por basaltos de tendencia toleítica y, en menor proporción, ignimbritas riolíticas.

 

POSICIÓN ESTRATIGRÁFICA Y EDAD DEL VOLCANISMO HIPERALCALINO

Los flujos piroclásticos hiperalcalinos de Sonora central corresponden a unidades de enfriamiento simples, de algunas decenas de metros de espesor, dentro de las cuales pueden ser definidos diferentes litofacies (McPhie et al. 1993; Branney y Kokelaar, 1992; Gimeno et al., 2003). En la base se observa generalmente un vitrófiro de color negro (Figura 2), que pasa a un nivel más claro con fracturas perlíticas al contacto con el substrato, lo que señala la presencia de agua en los valles invadidos por los flujos piroclásticos. Hacia arriba, el vitrófiro negro pasa a tonalidades beige–naranja o café. Entre la parte basal "templada" y la parte central del flujo se desarrolla una zona de "cizallamiento" (Sumner y Branney, 2002), rica en vesículas conteniendo en algunos casos cristales automorfos de cuarzo. La parte central maciza de la unidad ignimbrítica se caracteriza por la presencia de "líneas blancas" que marcan los planos de flujo. La parte superior es más vesicular, silicificada y puede presentar localmente facies reomórficas o brechoides.

Los afloramientos se alinean en dirección norte–sur y tienen una morfología en mesas ligeramente basculadas (20–30°) hacia el oeste. El espesor y la extensión de los afloramientos ignimbríticos disminuye de una manera general hacia el norte. Esto conduce a pensar que los puntos de alimentación podrían estar situados en la parte sur del Estado. Sin embargo, fábricas magnéticas (anisotropía de la susceptibilidad magnética, AMS) y un estudio fino de la fábrica, del tamaño y de la forma de las astillas de vidrio (ver Capaccioni y Sarocchi, 1996; Capaccioni et al., 1997), permitirá precisar la polaridad de los flujos. La posición estratigráfica de las ignimbritas y la cronología del volcanismo del Mioceno medio serán discutidos a partir de columnas levantadas en diferentes partes de Sonora central (Figura 3), y de nuevos fechamientos ⁴⁰Ar/³⁹Ar.

Cronología del volcanismo del Mioceno medio

En la región de El Gavilán, la columna establecida por Paz–Moreno (1992) en el Cerro Ventanas precisa la posición de la ignimbrita hiperalcalina con respecto a los basaltos alcalinos que forman el campo volcánico de San Francisco de Batuc. La unidad ignimbrítica, de una decena de metros de espesor, se intercala con una secuencia detrítica continental poco clasificada y endurecida que cubre, en discordancia, a basaltos andesíticos y está a su vez cubierta por dos derrames de basalto alcalino que pertenecen a la secuencia "Pápago–Yaqui" del Mioceno terminal – Plioceno. La ignimbrita de El Gavilán ha sido fechada en 11.87 ± 0.35 Ma por el método K/Ar en feldespato (Paz–Moreno, 1992).

En un trabajo de reinterpretación de la estratigrafía paleozoica del Rancho Las Norias, Page et al. (2003) mencionan una edad preliminar de 12.3 Ma para una ignimbrita, y de 10.6 Ma para un basalto andesítico que la cubre, sin precisar la naturaleza de estas lavas. El trabajo de reconocimiento que hemos llevado a cabo en este sector nos permite precisar las relaciones estratigráficas de las unidades volcánicas fechadas. La columna levantada en el Cerro El Albañil (Figura 3) es representativa de la secuencia estratigráfica observada en este sector. La ignimbrita del Cerro El Albañil (15 m de espesor) yace encima de rocas calcáreas paleozoicas y está a su vez cubierta por un conglomerado con matriz arenosa (20 m). Una secuencia basáltica de 30 m de espesor, que corresponde a las lavas básicas fechadas en 10.6 Ma, cubre a la molasa. Este conjunto volcánico y sedimentario miocénico está basculado de 20 a 30 grados hacia el NW. Los basaltos que afloran cerca del Rancho El Albañil son en cambio subhorizontales e "inundan" el pie de los relieves basculados de la secuencia anterior. Son basaltos porfíricos, que encierran megacristales centimétricos de plagioclasa, olivino y clinopiroxeno, que caracterizan las lavas alcalinas del "Pápago–Yaqui" (Paz–Moreno, 1992). El volcanismo basáltico alcalino del Rancho El Albañil representa así el límite meridional del campo volcánico San Francisco de Batuc – Santa Rosalía.

En la región de La Colorada, los afloramientos de ignimbrita forman la cima de mesas basculadas localizadas al oeste de los relieves paleozoicos. Tanto en el Cerro Chapala, como en el Cerro Divisadero, dos unidades ignimbríticas con sus respectivos vitrófiros son visibles en los costados; en cambio, en el Cerro Sombreretillo aflora una sola unidad (Figura 3). En la cumbre del Cerro Chapala aparecen, encima de las ignimbritas hiperalcalinas, dos coladas porfídicas vítreas de color negro con espesores de 10 a 15 metros, caracterizadas por una asociación de plagioclasa y piroxenos. En el Cerro Divisadero afloran, debajo de las ignimbritas, grandes espesores de conglomerados con un nivel de base finamente estratificado, de tipo lacustre; eso indica que en algunos de estos valles tectónicos existieron lagos durante el Mioceno medio.

En el Cerro Sarpullido, las ignimbritas hiperalcalinas son cubiertas por una serie de domos y coladas de riolita. Un sistema de fallas normales en tijera corta a las unidades volcánicas ácidas induciendo un basculamiento del conjunto hacia el oeste y una duplicación de las unidades hacia el este (Vidal–Solano, 2005). Este tipo de estructura es clásicamente relacionado con movimientos en trastensión (Woodcock y Fisher, 1986; Corsini et al., 1996).

Las ignimbritas hiperalcalinas están representadas en este sector por dos unidades de enfriamiento. La primera, con un espesor de 90 m, posee en la base unvitrófiro de 1 m de espesor y reposa sobre sedimentos detríticos del Mioceno medio (Fm. Báucarit superior). La segunda, de color café (20 m), no presenta vitrófiro pero es rica en fragmentos de pómez alargadas (fiammes) de color negro. Encima de las ignimbritas afloran, sobre una centena de metros de espesor, lavas riolíticas moderadamente porfíricas que se caracterizan por la abundancia de fenocristales de cuarzo. Estas coladas están localmente brechadas y presentan facies de obsidiana al contacto con sedimentos estratificados de color amarillo (20 m de espesor), lo que señala, de nueva cuenta, la presencia de lagos en esas depresiones durante el Mioceno. Entre los derrames aparecen, en algunos sitios, niveles de pómez que corresponden a eventos piroclásticos asociados al emplazamiento de los domos.

En la Sierra San Antonio, la sucesión volcánica es más completa pero también está afectada por fallas, que basculan la sierra hacia el oeste. En este sector, los domos de riolita han conservado parcialmente su caparazón vítreo que muestra intensos fenómenos de silicificación y desvitrificación, por efecto de la circulación de fluidos. En la parte alta de la sierra se encuentra el mismo tipo de lava vítrea negra (70 m de espesor) con plagioclasa y piroxenos, presente en el Cerro Chapala (Figura 3).

La Sierra Lista Blanca (SLB) es uno de los sectores que ha contribuido al establecimiento de la cronología del volcanismo miocénico en la parte central de Sonora (Morales–Montaño et al., 1990; Bartolini et al., 1992; McDowell et al., 1997). Sin embargo, por falta de una determinación precisa de las características petrográficas de las formaciones volcánicas, las edades obtenidas fueron interpretadas en forma errónea. Debido a que la sucesión observada en el flanco oriental de la SLB constituye el perfil más completo en esta parte de Sonora (Figura 3), es necesario redefinir claramente la estratigrafía y la posición de las rocas fechadas por los autores. En la base afloran areniscas y conglomerados que tienen las características de los depósitos de la Formación Báucarit superior. Sus clastos son relativamente angulosos, indicando un transporte limitado. Algunos lentes centimétricos de tobas blancas con biotita se intercalan dentro de la secuencia detrítica. Encima de ésta aparece una primera unidad ignimbrítica que ha sido fechada por McDowell et al. (1997) en 12.2 ± 0.3 Ma. Esta ignimbrita es de naturaleza hiperalcalina (Vidal–Solano, 2005). Otra unidad ignimbrítica violácea de la misma naturaleza la cubre, la cual está a su vez coronada por otra toba blanca de biotita cuya base está constituida por un nivel de cenizas volcánicas estratificadas. En la parte superior de la secuencia se encuentran basaltos intercalados en un material compuesto por depósitos volcaniclásticos y de oleadas piroclásticas. Finalmente, coronando la sección se observan de nuevo las lavas vítreas porfíricas que cubren todo el flanco occidental de la SLB debido al basculamiento de la sierra hacia el oeste. Estas lavas vítreas porfíricas han sido fechadas en 10.4 ± 0.4 Ma por Bartolini et al. (1994) y en 11.5 ± 0.3 Ma por McDowell et al. (1997).

La frecuencia de la asociación entre ignimbritas hiperalcalinas y lavas vítreas porfíricas de plagioclasa y piroxenos conduce a pensar en una posible relación genética entre estos dos tipos de lavas. Por otro lado, diferentes unidades ácidas han sido reportadas en la parte este del Estado de Sonora, hasta el pie de la SMO. Estos afloramientos, que cubren por lo regular a sedimentos detríticos, representan las últimas manifestaciones eruptivas preservadas en los valles de los ríos Mátape, Tecoripa y Yaqui; forman mesas aisladas, subhorizontales a ligeramente basculadas, donde el espesor del material piroclástico no sobrepasa los 20 metros (Vidal–Solano, 2005). Las ignimbritas han sido fechadas en 12.8 ± 0.3 Ma a 10 km al sur de San José de Pimas (Bartolini et al., 1992), 12.5 ± 0.3 Ma en el valle del Río Yaqui, 12.3 ± 0.3 Ma y 12 ± 0.8 Ma en el Rancho El Pozo, cerca de Suaqui Grande, 12.3 ± 1.2 Ma y 12.6 ± 0.4 Ma entre la Sierra Lista Blanca y Suaqui Grande (McDowell et al., 1997). Todas las ignimbritas en estos afloramientos presentan características de lavas hiperalcalinas (Vidal–Solano, 2005).

Geocronología ⁴⁰Ar/³⁹Ar

En este trabajo hemos fechado cinco rocas volcánicas del terciario por el método ⁴⁰Ar/³⁹Ar. Las mediciones se efectuaron tanto en minerales separados como en el vidrio de la matriz, los cuales fueron preparados siguiendo la metodología del Laboratorio de Geocronología del CICESE (Cerca–Martínez et al., 2000).

Las muestras fueron irradiadas en el reactor de investigación de la Universidad de McMaster en Canadá. Se utilizó la sanidina TCR–2 (27.87 ± 0.04 Ma) como monitor de irradiación. El análisis isotópico de argón se realizó en el Laboratorio de Geocronología del CICESE con un espectrómetro de masas VG5400. Las muestras de argón se obtuvieron de granos individuales de muestra calentados con rayo láser. Todos los experimentos, excepto los realizados en la muestra JR04–3 5 A, fueron realizados por fusión en un paso. Para la muestra JR04–35A se realizaron dos experimentos de calentamiento por pasos en fragmentos de matriz. Para el procesamiento de datos se aplicaron correcciones por decaimiento de ³⁷Ar, ³⁹Ar, y por reacciones de interferencia de Ca, K y Cl. Para la corrección por discriminación del espectrómetro de masas se utilizó una muestra volcánica de edad "cero". Las edades obtenidas de las fusiones de un paso se granearon en seudoespectros de edad (ver suplemento electrónico 24–1–01 en la página web de la revista), y para facilitar la comparación de los resultados se utilizó la fracción relativa de ³⁹Ar obtenida para cada muestra. Para estos experimentos se reporta el promedio ponderado de los resultados incluyendo la incertidumbre en J. También se granearon los resultados en diagramas de correlación ³⁶Ar/⁴⁰Ar vs. ³⁹Ar/⁴⁰Ar (Figuras 4 y 5); las edades calculadas de estos diagramas se consideran como la mejor estimación de la edad de las lavas, las cuales se reportan en la Tabla 1 y se discuten a continuación.

Se analizaron tres muestras de rocas hiperalcalinas que corresponden a dos ignimbritas y a un derrame de riolita. En la sucesión volcánica del Cerro Sarpullido (Figura 3) se analizó, por un lado, al vitrófiro (JR04–30A) de una ignimbrita ubicada en la base de la secuencia. Se analizaron fragmentos de matriz y cristales de feldespato; estos rindieron una edad de isocrona de 12.0 ± 0.4 Ma combinando los 22 experimentos realizados (ver Figura 4a y Tabla 1). En la cima de esta misma secuencia, se analizó una muestra de lava vítrea (JR04–35A) correspondiente a la parte basal de un domo de riolita. Para esta muestra se realizaron 11 experimentos de fusión de 1–paso en mono–granos de sanidina y 6 experimentos en fragmentos de matriz. También se realizaron dos experimentos de calentamiento por pasos en fragmentos de matriz. Los datos de todos los experimentos realizados en esta muestra se combinaron en el diagrama de correlación ³⁶Ar/⁴⁰Ar vs ³⁹Ar/⁴⁰Ar (Figura 4b), obteniéndose la edad de 12.1 ± 0.1 Ma (Tabla 1). La muestra del vitrófiro JR04–4B proviene de una unidad ignimbrítica que cubre a dacitas y andesitas del Mioceno inferior en la parte intermedia del Cerro El Chivato (Figura 3). De esta muestra únicamente se analizaron monocristales de sanidina. Los 11 experimentos realizados arrojaron una edad de 12.0 ± 0.1 Ma (Figura 4c), en completo acuerdo con las edades de las muestras JR04–30A y JR04–35A. Estos resultados indican que las ignimbritas y los domos riolíticos pertenecen a un mismo evento de naturaleza hiperalcalina. Además, los valores obtenidos aquí confirman que todas las manifestaciones hiperalcalinas de Sonora central tienen una edad cercana a los 12 Ma (Bartolini et al., 1994; McDowell et al., 1997; Vidal–Solano et al., 2005), lo que sugiere que se trata de un solo episodio volcánico.

También se analizó una muestra de composición ácida (JR04–3 9) que proviene de la Mina Divisadero. Esta muestra corresponde a un derrame de pómez con fenocristales de plagioclasa, feldespato potásico, biotita y cuarzo. La riolita aflora debajo de depósitos volcano–sedimentarios gruesos y rojizos que son cubiertos por una ignimbrita hiperalcalina (Figura 3). Para esta muestra se analizaron monocristales de biotita y de sanidina. Los experimentos de un paso en ambos minerales dan resultados muy similares e indistinguibles en el diagrama de ³⁶Ar/⁴⁰Ar vs. ³⁹Ar/⁴⁰Ar (Figura 4d), de donde se calculó la edad de 12.2 ± 0.1 Ma (Tabla 1). Esta edad indica que también se emplazaron en este sector riolitas de naturaleza calco–alcalina durante el Mioceno medio. Mora–Alvarez y McDowell (2000), reportaron lavas similares dentro de la Ventana felsic unit en la Sierra Santa Ursula.

Por último se analizó una muestra de las lavas vítreas negras de plagioclasa y piroxenos (JR04–09) del Cerro El Chivato (Figura 3). Los análisis se efectuaron en mono–cristales de feldespato y en fragmentos de matriz vítrea. Utilizando los 21 experimentos realizados se calculó una edad de 10.9 ± 0.4 Ma (Tabla 1 y Figura 5). Este resultado es consistente con las edades reportadas anteriormente (10.4 ± 0.4 Ma y 11.5 ± 0.3 Ma) en la lava que constituye la cima de la Sierra Lista Blanca (Morales–Montaño et al., 1990; McDowell et al., 1997).

 

PETROGRAFÍA Y QUÍMICA DE LAS FASES MINERALES

Las características petrográficas y mineralógicas de las lavas de Sonora central fueron establecidas con base en el estudio de 200 laminas delgadas. A partir de este muestreo se seleccionaron 20 láminas para determinar la composición química de las fases minerales usando la microsonda CAMECA SX–100 de la Universidad de Montpellier II (Francia). Las condiciones analíticas estándar son las siguientes: tensión de aceleración de 20 kV, corriente de 10 µA, haz de 1 um y tiempos de análisis que varían entre 20 y 30 s dependiendo de los elementos analizados. La precisión analítica se sitúa entre 2 y 5% dependiendo de las concentraciones relativas de los elementos. Los resultados de los análisis de microsonda se incluyen en el suplemento electrónico 24–1–02 disponible en la página web de la revista.

Las ignimbritas hiperalcalinas del Mioceno medio

La textura de las ignimbritas cambia en función del nivel muestreado en la unidad eruptiva. En Sonora central, las texturas vitroclásticas son relativamente escasas debido a que las facies poco soldadas de la parte superior de las unidades ignimbríticas son, por lo general, rápidamente removidas por los procesos de erosión. Las facies soldadas son preponderantes, independientemente del espesor de las unidades. Los vitrófiros de base presentan comúnmente fracturas perlíticas relacionadas con fenómenos de temple al contacto con el substrato húmedo. Los análisis de micro–sonda fueron realizados en gran parte sobre una selección de vitrófiros, ya que los cristales son mejor preservados en este tipo de material como resultado de su enfriamiento rápido.

Las ignimbritas hiperalcalinas no son muy porfíricas (<10% de fenocristales), y el feldespato alcalino es la fase predominante. Los minerales ferromagnesianos son representados por una asociación de piroxeno verde y fayalita (Figura 6); este último mineral es comúnmente reemplazado por óxidos de hierro. La ausencia de fenocristales de cuarzo es sintomática de la mineralogía de estas rocas, aunque el cuarzo puede cristalizar tardíamente en las litofisas. Ningún mineral ferromagnesiano hidratado aparece en equilibrio en las ignimbritas hiperalcalinas de Sonora central; anfíbol y biotita, cuando están presentes, siempre muestran evidencias de reacción o de inestabilidad.

Los feldespatos alcalinos son fenocristales o microcristales limpios, automorfos o subautomorfos, que muestran variaciones de composición limitadas (Figura 7), repartiéndose entre el polo anortosa (An₈Ab₆₇Or₂₅) y un polo más potásico de tipo sanidina sódica (An₃Ab₄₇Or₅₀). En algunos casos, como por ejemplo en el vitrófiro del Cerro Colorado, al Sur de Hermosillo, se observan también cristales de plagioclasa. Sin embargo, estos cristales relativamente cálcicos (andesina), no forman parte del conjunto mineralógico hiperalcalino, sino que son xenocristales del substrato, como lo demuestran las edades laramídicas obtenidas para estos cristales (Vidal–Solano et al., 2005).

Los piroxenos aparecen en forma de pequeños cristales (300–50 µm) aislados de color verde, que engloban en algunos casos a minerales opacos. Algunos cristales presentanun borde de alteración de color amarillento. Estos piroxenos son ricos en fierro (28%) y en calcio (19–20%), pero pobres en Na₂O (<0.5%). Tienen composiciones muy homogéneas (Wo_43–41En_9–7Fs_48–52) que los clasifican como ferrohedenbergita (Deer et al., 1978). Raros cristales de color verde más intenso se caracterizan por la ausencia del componente enstatítico (Wo₄₀Fs₆₀). Cristales de composición más cálcica son, como las plagioclasas, xenocristales (Figura 7). La presencia de gotas de líquido café oscuro entre las astillas de vidrio ácido transparente, conduce a pensar que el emplazamiento de estas ignimbritas fue favorecido por la intrusión de magma básico en la base del reservorio, fenómeno común entre las erupciones ácidas (Murphy et al., 1998). La fayalita aparece como cristales de color miel, o rojizo cuando está alterada por óxidos de fierro (Figura 6). Los análisis microsonda dan composiciones ricas en fierro, próximas al polo fayalita pura (Fa_96–98). La presencia de fayalita, así como la ausencia de minerales hidratados indica temperaturas elevadas y/o baja fugacidad de oxígeno en estos líquidos (Mahoody Baker, 1986; Scaillet y Macdonald, 2001). Los minerales de Fe–Ti ocurren como cristales aislados o como inclusión en los clinopiroxenos. Cristales automorfos de zircón están asociados a los cristales de Fe–Ti. Los análisis de microsonda dan composiciones de titanomagnetita con bajos valores en titanio (2 a 7%). Los cristales aislados de la matriz son más ricos en Ti (Vidal–Solano, 2005).

Las astillas de vidrio o las fiammes presentan colores diferentes bajo el microscopio; en parte son transparentes pero la gran mayoría tienen un color beige–café. Tales diferencias en el color han sido reportadas en ignimbritas de la región de Guadalajara, e interpretadas como el resultado de una mezcla entre líquidos hiperalcalinos y calcialcalinos (Mahood et al., 1985). En las ignimbritas de Sonora central, la diferencia de color no parece relacionarse con líquidos de distinta composición. Los análisis de vidrio son homogéneos y se reparten, en el diagrama An–Ab–Or, al final de la línea evolutiva de los feldespatos alcalinos, dentro del campo de la sanidina (Figura 7). Las diferencias son tenues; el vidrio de los fragmentos de pómez (fiammes) es rico en agua (5%), sin embargo, las astillas de color café tienen menos agua (2%) y son más ricas en potasio (5 a 6%). Los valores en sodio son bajos en los dos tipos (1 a 2.5%) y los porcentajes en fierro son relativamente elevados (1 a 2%) para lavas de composición riolítica.

En el vitrófiro del Cerro La Sonora (al norte de La Colorada, ver Vidal–Solano, 2005) existen evidencias de reacción entre líquido calcialcalino e hiperalcalino. Se observan ahí cristales de hornblenda que son rodeados primero por una corona de reacción con un intercrecimiento de plagioclasa y piroxeno, que posteriormente son cubiertos por grandes cristales de piroxeno verde (Figura 7). La presencia de plagioclasa y piroxenos más cálcicos en la corona subraya un fenómeno de difusión de calcio desde la hornblenda (líquido calcialcalino) hacia el líquido hiperalcalino.

Las riolitas del sector Cerro El Sarpullido – Sierra San Antonio

Las riolitas que afloran en la región del Cerro Sarpullido, tienen la misma asociación de feldespato alcalino + fayalita + clinopiroxeno verde que las ignimbritas, pero se distinguen por la abundancia de fenocristales de cuarzo. En la base de los domos riolíticos se observan localmente rocas bicolores con bandas negras de tipo obsidiana y matriz beige, más vesicular y micropumicítica (Figura 8a). En las brechas y coladas piroclásticas asociadas, los fragmentos de obsidiana presentan tonos amarillos claros en el borde (Figura 8b), fenómeno que se asemeja al proceso de palagonitización de los vídrios basálticos (Stroncik y Schmincke, 2002). Esto confirma la existencia de zonas lacustres en este sector durante el Mioceno medio. El mineral más abundante corresponde también a cristales automorfos (>500 µm) o quebrados de feldespatos alcalinos. A diferencia de lo observado en las ignimbritas, la plagio–clasa puede también estar presente (muestras JR04–35A y JR04–53, Figura 9), con composiciones comprendidas entre oligoclasa (An₂₄Ab₆₈Or₈) y anortosa (An₁₇Ab₇₂Or₁₁). Los feldespatos alcalinos asociados tienen porcentajes en potasio ligeramente superiores a los de la sanidina de las ignimbritas (An₂Ab₅₅Or₄₃ a An₂Ab₄₁Or₅₆), y contienen además 1% a 2% de bario (referirse al trabajo de Vidal–Solano, 2005, para detalles de los análisis microsonda).

Entre los minerales ferromagnesianos, la fayalita está generalmente bien conservada en estos líquidos riolíticos (Figura 6). Los piroxenos varían desde cristales de color verde claro (muestra JR04–53), cuyas composiciones se ubican cerca del límite ferroaugita–ferrohedenbergita (Wo₄₀EnFs₄₈), hasta cristales verde oscuro (JR04–25A) que se reparten en la línea Wo–Fs (Figura 9). Los minerales opacos son microcristales de magnetita (12–18% de titanio) con pequeños cristales automorfos de zircón asociados.

Los análisis de vidrio revelan diferencias de composición notables. El vidrio de la riolita de la Sierra San Antonio (JR04–53) es perfectamente transparente y de naturaleza perlítica. Se caracteriza por: 1) contenidos altos de agua (del orden de 7%); 2) porcentajes en sodio bajos (alrededor de 2%); y 3) valores muy elevados (5–6%) en potasio. Los vidrios de las otras riolitas son de color café claro y tienen, como las ignimbritas, bajos contenidos de agua (2%).

Finalmente, es importante recalcar que la riolita JR04–53 de la Sierra San Antonio, presenta la asociación típica de los magmas hiperalcalinos, pero tiene también plagioclasa y piroxenos de tipo ferroaugita. Las composiciones de estas fases son idénticas a las del piroxeno y de la plagioclasa que forman la corona de reacción alrededor de una hornblenda en el vitrófiro del Cerro La Sonora (Figura 7), lo que conduce a considerar a esta riolita como un líquido híbrido. De hecho, riolitas calcialcalinas contemporáneas al volcanismo hiperalcalino son abundantes en el sector de la Sierra Santa Úrsula (Mora–Álvarez y McDowell, 2000).

Las lavas vítreas de plagioclasa y piroxenos

Entre La Colorada y la Sierra San Antonio, las unidades ignimbríticas están recubiertas por derrames de lavas oscuras, vítreas porfíricas con plagioclasa + piroxenos + minerales opacos. Estos cristales se presentan como agregados policristalinos centimétricos (Figura 10). Los feldespatos (1 a 6 mm) son subautomorfos, con una zonación marcada y texturas de cedazo que se deben a la presencia de numerosas inclusiones de vidrio. La gran mayoría tienen composiciones entre andesina y oligoclasa (An₄₆Ab₅₀Or₄ a An₂₃Ab₆₇Or₁₀), y los núcleos de los cristales, cuando se preservan, son relativamente cálcicos (labrador An_63–53 Figura 11). Los piroxenos son subautomorfos y presentan signos de inestabilidad revelados por la exsolución de minerales opacos a lo largo de líneas de clivaje (Figura 10). Se trata de augita rica en hierro y pobre en calcio (Wo_36–38En_33–35Fs_26–29); clinopiroxenos aún más pobres en calcio, que se ubican al límite entre pigeonita y ferropigeonita (Wo_7–8En_43–45Fs_45–47), están también presentes. El geotermómetro de Lindsley (1983) aplicado a los piroxenos de la muestra JR04–59B, dio temperaturas de cristalización del orden de los 950°C. Los minerales opacos (400 µm) son titanomagnetita, aunque en algunos casos se presenta también ilmenita asociada. El geotermómetro magnetita–ilmenita (Carmichael, 1967) proporcionó las mismas temperaturas de cristalización de 950°C. Cristales alargados de apatito son frecuentes en el borde de los agregados.

La matriz vítrea sólo contiene cristalitos de feldespato y gránulos de opacos, lo que implica un ascenso rápido y un enfriamiento violento de estos magmas en la superficie (fracturas perlíticas en el vídrio, Figura 10). La incorporación de líquido en los cristales sugiere velocidades de crecimiento rápidas y un aumento de temperatura; eso es generalmente asociado a la intrusión de magma básico en un reservorio de gran tamaño, induciendo así una convección activa (Seaman, 2000; Couch et al., 2001; Mortazavi y Sparks, 2004). El vidrio de la matriz es de composición riolítica con valores elevados en hierro y en álcalis, pero bajos en agua (1.5%). Los análisis de vidrio se reparten en la misma línea evolutiva que los de las riolitas hiperalcalinas (Vidal–Solano, 2005).

 

GEOQUÍMICA DE LAS SECUENCIAS VOLCÁNICAS MIOCENO MEDIO

Treinta y cuatro muestras de lava fueron analizadas para definir la geoquímica (elementos mayores) de las secuencias volcánicas del Mioceno medio (Tabla 2). A partir de estos datos se seleccionaron veintidós muestras para la determinación de elementos trazas (Tabla 3). La metodología que se siguió para determinar los elementos mayores y traza puede ser consultada en el trabajo de Vidal–Solano (2005).

Elementos mayores

Las ignimbritas de Sonora central son de composición riolítica (>72 % de SiO₂), ricas en álcalis (7–9 %), pero pobres en Al₂O₃ (12 %). Los porcentajes relativamente elevados en hierro (Tabla 2) contribuyen en clasificar a estas rocas como comenditas (Macdonald, 1974; Le Maitre, 1989). Los contenidos de potasio son por lo regular superiores a los de sodio, sin embargo, en las rocas típicamente hiperalcalinas (con acmita en la norma CIPW) sodio y potasio tienen concentraciones parecidas. La gran movilidad del sodio en este tipo de rocas es probablemente responsable de la pérdida del carácter hiperalcalino en la mayoría de las ignimbritas. Estos líquidos riolíticos se caracterizan además por valores relativamente elevados en Rb (134–190 ppm) y Zr (>300 ppm) pero bajos en Sr (<40 ppm) y Ba (<100 ppm). Zr y Ba son, por lo tanto, elementos que permiten diferenciar claramente las riolitas hiperalcalinas de las lavas ácidas calcialcalinas contemporáneas que afloran ampliamente en la Sierra Santa Úrsula (Mora–Álvarez y McDowell, 2000). Los valores más elevados en Ba de las muestras JR02–1 y JR02–19 (Tablas 2 y 3) subrayan el carácter híbrido de algunas ignimbritas, tal como se observó en lámina delgada (Figura 11).

Las lavas vítreas negras de plagioclasa y piroxenos tienen entre 60 y 65% de sílice; son pobres en aluminio, magnesio y titanio, y contienen cantidades elevadas de potasio (>3.4%, Tabla 2). Se reparten en el diagrama TAS (Le Bas et al., 1986) en los campos de las andesitas y traquitas en el límite con el dominio de las lavas alcalinas (Figura 12). La riqueza en fierro total (8.5–13 %) indica sin embargo una firma toleítica que conduce a clasificar estas lavas como islanditas (Carmichael, 1964; Vidal–Solano, 2005). La génesis de las lavas islandíticas, que tienen concentraciones elevadas tanto en K₂O como en Ba (1,100 ppm) y Zr (400–450 ppm), ha sido explicada en Sonora por medio de líquidos basálticos que quedaron estancados en reservorios próximos a la superficie, donde fueron diferenciados y en donde los procesos de contaminación les impregnaron una firma potásica (Vidal–Solano et al., 2006).

Los basaltos del Mioceno medio son muy escasos en Sonora central. Se encontraron aflorando debajo de las ignimbritas en la región de Hermosillo (donde fueron fechados en 12.64 ± 0.09 Ma; Vidal–Solano et al., 2005), y arriba de la ignimbrita del Cerro El Albañil (ver Figura 3). Estos basaltos se reparten en el diagrama TAS (Figura 12), en el campo de las lavas alcalinas. Tienen valores bajos en sílice (46–47 %), elevados en titanio (>2 %) y en sodio (3.5 %), y tienen además un poco de nefelina en la norma CIPW (Tabla 2). La riqueza en fierro (>11 %) subraya sin embargo un carácter transicional (Barberi et al., 1975; Bizouard et al., 1980). Los valores bajos en Ni (<21 ppm), Cr (<75 ppm) y Mg# (55–54) indican finalmente que estos basaltos sufrieron procesos de diferenciación.

Elementos traza

Las rocas ácidas hiperalcalinas tienen espectros de tierras raras muy parecidos entre sí (Figura 12) que se caracterizan por (1) un enriquecimiento en tierras raras ligeras (LREE), (2) una marcada anomalía negativa en Eu, y (3) un perfil plano para las tierras raras pesadas (HREE). Este tipo de espectro es muy similar al de las riolitas hiperalcalinas de La Primavera (Mahood, 1981). Las ignimbritas de La Colorada, de la región Norte, así como una riolita ubicada en posición intermedia en la sección del Cerro Sarpullido (Figura 3), tienen espectros más empobrecidos (EREE = 71 ppm), con una anomalía positiva en Ce. Las muestras que presentan estas anomalías tienen valores elevados en Zr (Tabla 3). Los minerales accesorios, y en particular el zircón, son conocidos por concentrar elementos traza y en particular las REE (Hoskin e Ireland, 2000; Seidler, 2001). Es probable que estas anomalías se deban entonces a un ataque incompleto de la muestra al momento de la puesta en solución. Este fenómeno ha sido reportado en el caso de riolitas hiperalcalinas de la secuencia terciaria bimodal del Norte de Camerún (Ngounouno et al., 2000).

La islandita analizada tiene un espectro de REE muy similar al de las riolitas (Figura 12), pero con una anomalía en Eu menos marcada y un enriquecimiento en LREE ligeramente menor [(La/Yb)_N = 5.6–6.1]. Los basaltos transicionales de Hermosillo presentan un espectro parecido pero con una relación (La/Yb)_N de 4.2 (Vidal–Solano et al., 2005).

En los diagramas de multielementos normalizados a condrita (Thompson et al., 1984), las rocas hiperalcalinas presentan espectros muy irregulares debido a fuertes anomalías negativas en Ti, P y Sr, ligadas al grado de diferenciación. No obstante, el trazo del conjunto se enriquece hacia los elementos más incompatibles. Es de notar que las comenditas siguen presentando, como las lavas de zonas de subducción, una anomalía negativa en Nb–Ta (Figura 12). Así como para las REE, las rocas ácidas de la región norte, presentan los espectros más empobrecidos. Los derrames riolíticos muestran, con respecto a las ignimbritas, una anomalía negativa más pronunciada en Eu. Las islanditas tienen estrictamente el mismo trazo espectral que las comenditas, pero con anomalías negativas menos pronunciadas en Ti, Sr, P y Ba. La geoquímica junto con datos isotópicos se discuten con más detalle en otra publicación (Vidal–Solano et al., 2006).

 

SIGNIFICADO DEL VOLCANISMO DEL MIOCENO MEDIO

Los resultados obtenidos en el marco de este trabajo han permitido una revaluación de los datos anteriores, contribuyendo a un mejor conocimiento de la evolución tectono–magmática de la parte central del Estado de Sonora. Tanto las observaciones de campo como las dataciones Ar–Ar han puesto de manifiesto la existencia, en las rocas volcánicas terciarias, de un episodio ignimbrítico hiperalcalino que se emplaza durante un periodo muy bien definido (12 Ma) en el Mioceno medio. Dado que las ignimbritas son un buen marcador estratigráfico por su extensa distribución geográfica, la caracterización de este evento hiperalcalino resulta fundamental para el entendimiento del marco tectónico regional.

Las ignimbritas hiperalcalinas se diferencian, por sus características mineralógicas y químicas, tanto de las lavas calcialcalinas del Mioceno inferior como de los grandes volúmenes de riolita del Mioceno medio que afloran en la Sierra Libre (MacMillan et al., 2003). Los criterios de identificación de las ignimbritas hiperalcalinas son: 1) en el campo, su espesor reducido (<100m), la morfología en mesa y el carácter soldado del material con frecuentes vitrófiros en la base; y 2) en lámina delgada, la asociación sanidina + fayalita + clinopiroxeno verde rico en fierro. La localización de las ignimbritas y el hecho que estén con frecuencia intercaladas con depósitos detríticos, demuestra que se emplazaron en valles relacionados con una tectónica extensional. Existen además muchos indicios, tanto de campo como microscópicos, que atestiguan la presencia de lagos en estas depresiones tectónicas.

La aparición, a los 11 Ma, de islanditas en la parte sur de la zona de estudio es otro elemento que aclara la evolución tectónica de la región. Las islanditas son lavas diferenciadas de la secuencia toleítica, cuyas características petrográficas indican una evolución en un sistema volcánico abierto, afectado por una convección dinámica (Couch et al., 2001). Estos líquidos ascendieron rápidamente a la superficie (matriz vitrea sin microlitos) favorecidos por las fracturas que afectaron la corteza. El granófiro de Empalme (Cochemé, 1981; Paz–Moreno, 1992; Roldán–Quintana et al., 2004) tiene una edad similar a las islanditas y su emplazamiento está claramente relacionado con fracturas que indican una dirección de extensión E–W. El granófiro representa probablemente las apófisis de un sistema plutónico mayor, lo que sugiere que grandes volúmenes de magma se acumularon cerca de la superficie durante el Mioceno medio. La alta producción magmática de la zona se puede relacionar con un adelgazamiento avanzado de la litósfera en la región de Guaymas. La erupción de ignimbritas hiperalcalinas en un lapso de tiempo muy breve, después de una larga fase de maduración en la corteza (Vidal–Solano, 2005), tiene mucha similitud con lo que ocurre actualmente en la región del Afar, Etiopía (Lahitte et al., 2003). En esta zona, que corresponde a una corteza ya muy adelgazada, las manifestaciones volcánicas ácidas ocurren en la zona de propagación del rift, poco antes de la llegada de los magmas basálticos, que marcan la fase de extensión principal.

No se aprecia discordancia mayor entre las ignimbritas y las islanditas; las dos formaciones están basculadas, indicando que la fase de extensión responsable de la formación del graben de Empalme ocurrió al final del Mioceno, probablemente durante la transferencia de Baja California hacia la placa del Pacífico (Spencer y Normark, 1979; Klitgord y Mammerickx, 1982; Stock y Hodges, 1989). Tomando en cuenta las reconstituciones propuestas para la apertura del Golfo de California y el desplazamiento de la península con respecto al continente (Stock, 2000; Oskin et al., 2001; Oskin y Stock, 2003) se puede observar (1) que el volcanismo hiperalcalino de Sonora central coincide con ignimbritas que presentan las mismas características y edad en la zona de Puertecitos (Nagy et al., 1999; Stock et al., 1999; Oskin, 2002) y (2) que el graben de Guaymas presenta su contraparte en Baja California, en una zona afectada también por un intenso fracturamiento N–S (ver Vidal–Solano, 2005). Estos grábenes caracterizan la fase de ruptura inicial de la corteza continental, que precedió la apertura oceánica y el desarrollo de la cuenca de Guaymas (Saunders et al., 1982).

 

CONCLUSIONES

Un cambio drástico en el magmatismo terciario de Sonora central es registrado durante el Mioceno medio con la aparición del volcanismo de naturaleza hiperalcalina. Las ignimbritas y riolitas de este evento, de tipo comendítico, no están relacionadas a la actividad magmática calcialcalina generada por los procesos de subducción que afectaron el margen occidental de la placa de Norteamérica. Su posición en tiempo (12 Ma) y espacio está relacionada con un episodio inicial de adelgazamiento litosférico, generado por la formación de un rift intracontinental que pertenece al sistema del proto–Golfo de California. La clara asociación de las comenditas con basaltos transicionales y magmas diferenciados de la secuencia toleítica (islanditas), demuestra claramente el significado anorogénico del magmatismo y de su evolución. Dado la importancia de su significado y distribución, el hecho de reconocer las ignimbritas hiperalcalinas dentro de la secuencia terciaria de la región, resulta ser un buen marcador estratigráfico del episodio de rifting.

 

AGRADECIMIENTOS

Este estudio forma parte de los resultados obtenidos en la tesis de doctorado del autor principal, desarrollada en el Laboratorio de Petrología Magmática de la Universidad Paul Cézanne (Aix–Marseille III), con el apoyo del programa SFERE–CONACYT (Beca #129313).

Agradecemos a M. Ángel García G. y A. Susana Rosas M., por el análisis isotópico de argón, la preparación de muestras y la separación de minerales, a M.O. Trensz (análisis de ICP–OES, CEREGE), a C. Merlet (microsonda electrónica, ISTEEM Montpellier) y a J.–C. Girard por la preparación de secciones delgadas. A Carlos Coronado, José Robles, Ilitch Gallardo, Rafael del Río Salas, Pedro Vargas, Facundo Cázares, Víctor Vargas, Jorge Durazo, Luis Yánez, Jesé Urrutia, Ramses Tarazón y Kevin Green por su valiosa ayuda en el campo, a los rancheros Leonardo Ancheta, Jacinto Salazar, Miguel Ángel Burchack, Ramón Villaescuza, Rene Villaescuza y Fernando Tapia por las facilidades de acceso y su amable hospitalidad. Un agradecimiento especial a J.–J. Cochemé por su incondicional apoyo y sus invaluables consejos sobre la geología del Estado de Sonora.

 

REFERENCIAS

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