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1. Introducción
La evolución tectónico-volcánica del sector centro-occidental de México es resultado de una compleja actividad tectónica del Neógeno y Cuaternario (Lugo-Hubp, 1990) que ha sido abordada en diversos estudios (Luhr et al., 1985; Johnson y Harrison, 1990; Wallace et al., 1992; Garduño et al., 1993; Suárez et al., 1994; Maillol y Bandy, 1994; Ferrari, 1995; Rosas-Elguera et al., 1996; Michaud et al., 2000; Alvarez, 2002; Gómez-Tuena et al., 2007; Ferrari et al., 2012; Rutz-López et al., 2013). Uno de los sectores que ha captado el interés ha sido el estudio del denominado bloque Jalisco (BJ), el cual, es una porción de corteza continental compuesta en su mayoría por rocas volcánicas y sedimentarias del Cretácico al Terciario temprano, y cuyo basamento lo constituyen plutones graníticos de edad Cretácica que forman en conjunto un gran batolito (Luhr et al., 1985; Ferrari et al., 1994; Rosas-Elguera et al., 1996; Schaaf et al., 2000). El BJ se ha considerado tectónicamente activo y se ha argumentado que está separándose del continente (Luhr et al., 1985; Selvans et al., 2011), aunque ello ha sido debatido por otros autores (e.g.Ferrari y Rosas-Elguera, 2000). Los límites continentales del BJ son el rift Tepic-Zacoalco (RTZ) al norte, el cual está compuesto por un sistema de fallas de edad del Plioceno y Cuaternario con una orientación NW-SE (Ferrari y Rosas-Elguera, 2000) y el rift de Colima (RC) al este, cuyo sector septentrional está dominado por fallas con una dirección preferencial al N (Rosas-Elguera et al., 1996). Los RTZ y RC convergen con el graben de Citala (GC), el cual tiene un fallamiento con dirección E-W y donde forman la junta triple (Figura 1A) (Allan, 1985; Barrier et al., 1990; Garduño et al., 1993).
Figura 1 (A) Localización del área de estudio y su contexto tectónico regional (mapa interior). Los datos de los conductos volcánicos son los publicados por Ferrari et al. (2012). En el mapa FSM = Falla San Marcos; FEM = Falla El Madroño; FLV = Falla Las Vigas y en mapa inserto RTZ = rift de Tepic-Zacoalco; RC = rift de Colima; RCh = rift de Chapala. El lago de Sayula (no se indica en la figura) se localiza al sur del Lago de San Marcos. (B) Mapa geológico de la porción norte de la junta triple extraído de la cartografía del Servicio Geológico Méxicano (SGM, 2004). Las edades radiométricas corresponden a Ma y son las compiladas por Ferrari et al. (2000).
La junta triple del BJ (JTBJ) es un sitio de relevancia tectónica ya que su posición actual es resultante del arreglo tectónico posterior a la apertura del Golfo de California (Barrier et al., 1990) y es clave para comprender el movimiento actual del BJ (Selvans et al., 2011). Asimismo, en esta zona está presente el volcanismo asociado a la Faja Volcánica Trans-Mexicano (FVTM). Aunado a lo anterior, el fallamiento Plio-Cuaternario asociado al RTZ y RC está relacionado con un profuso volcanismo de tipo alcalino a calco-alcalino (Allan, 1986; Rosas-Elguera y Urrutia-Fucugauchi, 1998; Ferrari et al., 2000; Ferrari y Rosas-Elguera, 2000), el fallamiento extensional en esta zona condicionó el cierre del lago de Chapala y dio lugar a la formación de los lagos de San Marcos, Zacoalco y Sayula (Figura 1). La formación de los lagos del centro-occidente de México debió cambiar drásticamente los patrones de erosión preexistentes, en concreto entre los ríos Ameca y Santiago-Lerma los cuales abarcan un área de ca. 12200 y ca. 76400 km2 respectivamente ( Muñoz-Salinas y Castillo, 2013; Castillo y Muñoz-Salinas, 2017). A pesar de lo anterior, los estudios geológico-estructurales y geomorfológicos de la zona de la JTBJ son escasos (Garduño et al., 1993). No existe hasta el momento una cronología detallada de las fallas de la zona de la JTBJ, aunque Barrier et al. (1990) consideran que parte de las fallas que componen el rift de Chapala son del Plioceno superior y Pleistoceno. Esta observación es consistente con la edad estimada por Allan (1986) y Ferrari y Rosas-Elguera (2000) quienes estiman que el fallamiento en la JTBJ es principalmente del Plio-Cuaternario.
Numerosos estudios en geomorfología tectónica han utilizado el análisis de los perfiles longitudinales de los ríos para detectar la presencia de la actividad tectónica en el relieve (e.g. Demoulin, 1998; Snyder et al., 2002; Duvall et al., 2004; Wobus et al., 2006; Larue, 2008; Font et al., 2011). La idea de la que parten dichas investigaciones es de que los cambios en las tasas de levantamiento tectónico, ya sean rápidas o continuas, generan un desequilibrio en el sistema fluvial preexistente (Whipple et al., 2013). Diversos métodos han sido propuestos para el análisis de los ríos como es el índice SL (Hack, 1973), el índice normalizado del gradiente del canal o k sn (Kirby et al., 2003; Wobus et al., 2006), la linealización de los perfiles fluviales (Perron y Royden, 2013), la relación potencial entre la pendiente de los lechos y el área de drenaje, también conocido como análisis DS (Goldrick y Bishop, 2007) y el análisis de la concavidad de los ríos (e.g.Demoulin, 1998; Castillo et al., 2013). La importancia de los ríos como registros de la tectónica y su análisis por diversos métodos morfométricos ha sido analizada en detalle recientemente por Demoulin et al. (2017), se recomienda consultar este trabajo para ahondar en el uso de los índices morfométricos para interpretar la evolución de los relieves tectónicos. Dentro del análisis de los ríos, la propagación de los knickpoints, los cuales son geo-marcadores que pueden ser utilizados para cuantificar la edad de eventos tectónicos rápidos y con una escala temporal del orden de 101 a 107 años (e.g.Berlin y Anderson, 2007; Loget y van den Driesseche, 2009; Castillo y Lugo-Hubp 2011; Pavano et al., 2016), son clave para detectar la evolución del relieve tectónico ya que dichas formas son un resultado directo de un cambio en la tasa del levantamiento (Whipple y Tucker, 1999). A pesar de la demostrada aplicabilidad de este tipo de análisis para los grandes ríos de los relieves montañosos, pocos estudios han sido llevados a cabo en ríos de cuencas pequeñas (<100 km2) con algunas excepciones (e.g.Densmore et al., 2004; Whittaker y Boulton, 2012; Castillo et al., 2013).
Con objeto de desentrañar parte de la evolución del relieve al norte de la JTBJ en este estudio se analizaron los perfiles longitudinales de los ríos que cortan las fallas San Marcos, El Madroño y Las Vigas, así como los principales abanicos aluviales localizados en la base de los escarpes de falla. La hipótesis de la que se parte es que el sistema fluvial, a pesar de estar constituido por ríos de cuencas pequeñas (<100 km2), propagó knickpoints a consecuencia de la caída súbita en el nivel de base, producto del fallamiento. Dicho evento generó un pulso erosivo el cual está relacionado con la formación de los abanicos aluviales en la base de los escarpes de falla. Se elaboró un mapa geomorfológico para diferenciar y clasificar las estructuras y geoformas que conforman el paisaje al norte de la JTBJ. Se extrajeron muestras de rocas para conocer la composición geoquímica de las lavas y soportar la interpretación de la evolución del relieve. Los resultados obtenidos confirman que las fallas tienen evidencias de una marcada actividad en el Pleistoceno. El resultado del análisis geoquímico indica que los productos volcánicos asociados al fallamiento tienden a ser más evolucionados.
2. Área de estudio
Las fallas San Marcos, Las Vigas y El Madroño se localizan al occidente y norte del lago de Chapala (Figura 1A). La falla San Marcos tiene una orientación NNW-SSE y divide al lago de Chapala y San Marcos. Las fallas Las Vigas y El Madroño son denominadas en este estudio con base en el nombre de las sierras en las que se encuentran (Figura 1A). El bloque limitado por la falla de San Marcos tiene una altitud media de ca. 1733 m y un desnivel > 700 m de la sierra con respecto al lago San Marcos.
El bloque limitado por la falla El Madroño tiene una altitud media de ca. 1970 m y el de la falla Las Vigas tiene uno indicando que la elevación media es de ca. 1920 m. El desnivel desde la base de la sierra donde está la falla El Madroño es mayor a 800 m y supera los 1000 m en la porción central de la falla. El desnivel del bloque de la falla Las Vigas se incrementa en dirección E-W con valores de 600 m a más de 1000 m. Las condiciones ambientales son contrastantes entre la falla San Marcos con respeto a las fallas Las Vigas y El Madroño. Los datos meteorológicos de las estaciones de la Comisión Nacional del Agua (CONAGUA), en la zona occidental de la falla de San Marcos (Estación 14168, Zacoalco de Torres) indican que la temperatura media anual es de 22ºC, con una precipitación anual de 450 mm, por lo tanto, esta zona se caracteriza por una marcada aridez. Para el extremo noroccidental del lago de Chapala (Estación 14077, Jocotepec), contiguo a la falla Las Vigas y cercano a la falla El Madroño, la temperatura media anual es de 19ºC y la precipitación es 731 mm donde predominan condiciones más húmedas con respecto a la zona del lago de San Marcos.
Las rocas que conforman las sierras de San Marcos, El Madroño y Las Vigas son mayoritariamente, de acuerdo con la cartografía 1:250000 del Servicio Geológico Mexicano (SGM, 2004 clave F13-12), volcánicas del Plioceno con una composición andesítico-basáltica a riolítica (Figura 1B). En la cartografía del SGM los sedimentos asociados al lago de Chapala y San Marcos son mapeados como aluviones del Cuaternario. Hasta ahora los únicos estudios detallados sobre la geoquímica y composición de las rocas de las sierras del occidente y noroccidente del lago de Chapala, y que incluyen una parte de la Falla de San Marcos, se encuentran publicados por Allan (1986), Delgado-Granados (1992) y Macías et al. (1993). De acuerdo con estos autores gran parte de las rocas volcánicas tienen una composición intermedia de afinidad calci-alcalina. Ferrari et al. (2000) compilaron las edades radiométricas publicadas de la zona (Figura 1B), de acuerdo con estos datos las rocas que forman parte de la sierra de San Marcos tienen una edad entre 4.2 a 0.9 Ma (Allan, 1986; Delgado-Granados, 1992), y una de las rocas fechadas en la sierra Las Vigas tiene una edad de 3.8 Ma (Delgado-Granados, 1992; Figura 1B). Los fechamientos radiométricos en la JTBJ sugieren que al menos existen dos pulsos volcánicos, uno del Plioceno y otro del Pleistoceno.
La evolución del relieve en la JTBJ es resultado de una actividad mayoritariamente del Plioceno y el Cuaternario (Allan, 1986; Bourgois y Michaud, 1991; Ferrari et al., 1994) que se considera tectó-nicamente activa, como lo demuestra la actividad sísmica registrada a lo largo del RTZ (e.g.Suárez et al., 1994; Pacheco et al., 1999) y el RC (e.g.Pardo y Suárez, 1995; Núñez-Cornú et al., 2002). Las principales fallas de la zona JTBJ se han reconocido en varios estudios (Luhr et al., 1985; Allan, 1986; Bandy et al., 1995), sin embargo, el único trabajo a detalle en la zona es el Ferrari y Rosas-Elguera (2000); quienes indican que la falla San Marcos tiene una orientación de 140º a 170º con un desplazamiento vertical de ca. 1550 m, una edad Plio-Cuaternaria, con una tasa mínima de deslizamiento de 0.4 mm∙a-1. Hasta ahora no existen datos sobre la tasa de deslizamiento máximo para el caso de las fallas El Madroño y Las Vigas aunque la edad estimada para estas fallas es, de acuerdo Rosas-Elguera y Urrutia-Fucugauchi (1998), menor a 3.4 Ma. Al norte de sierra El Madroño está reportada una edad de 0.65 ± 0.22 Ma obtenida por Allan (Allan, 1986) en la muestra A27 correspondiente a una brecha que subyace a la ignimbrita Acatlán (Wright y Walker, 1981), la cual se encuentra afectada por el fallamiento asociado al RTZ, este fechamiento puede interpretarse como una evidencia de la actividad tectónica al norte de la Sierra El Madroño.
3. Materiales y métodos
3.1. Mapeo geomorfológico
El mapa geomorfológico se elaboró con base en la interpretación de orto-fotos escala 1:20,000 publicadas digitalmente por el INEGI (http://www.inegi.org.mx) y bajo los criterios sugeridos para el mapeo geomorfológico propuestos por Verstappen y van Zuidam (1991). Las orto-fotos fueron exportadas a un sistema de información geográfica (SIG) donde fueron procesadas para visualizarse en estereoscopia en modo rojo y azul con la ayuda de anáglifos, para ello se utilizó un modelo digital de elevación (MDE) con 20 m de tamaño de pixel, el cual fue obtenido a partir de la interpolación de las cartas topográficas 1:50000 clave F13D75; F13D78; F13D76 y F13D86 publicadas y disponibles en línea en el sitio web del INEGI.
En la delimitación de las unidades geomorfológicas se identificaron las principales estructuras, formas y depósitos. En la mayoría de unidades volcánicas se reconocieron los edificios principales como sus depósitos asociados. Para el caso de las fallas San Marcos, Las Vigas y El Madroño, se clasificaron como estructuras independientes con base en su orientación, asociación de edificios volcánicos y por su marcada expresión topográfica. En lo referente al relieve exógeno, se identificaron aquellas formas erosivas que tienen una clara expresión topográfica como son los valles y depósitos asociados (abanicos). En el mapa geomorfológico fueron incluidos los principales knickpoints detectados en los perfiles longitudinales (consultar la sección 3.2 para mayores detalles). Del mapa geomorfológico se identificaron un total de 600 elementos que abarcan un área de ca. 940 km2 y una cartografía final a una escala aproximada 1:100000.
3.2. Análisis morfométricos
Los análisis morfométricos se hicieron a partir del MDE de 20 m de resolución. Debido a que los ríos que inciden sobre las fallas tienen áreas de drenaje menores a los 10 km2, en este caso sólo se analizaron aquellos ríos donde existe una marcada disección del relieve caracterizada por la presencia de profundos valles fluviales. Para la extracción de los perfiles longitudinales fluviales se utilizó la herramienta Stream Profiler la cual está disponible en http://geomorphtools.geology.isu.edu/ y que contiene una serie de comandos para obtener estos elementos a partir del procesamiento hidrológico del MDE en un SIG. Los datos fueron exportados en el software Matlab® para su posterior análisis. En los perfiles extraídos en cada una de las fallas se calculó el valor de la integral hipsométrica (IH) (Strahler, 1952) aplicando la fórmula siguiente (Pike y Wilson, 1971):
Donde Zmedia y Zmin son las media y mínima de las elevaciones del canal respectivamente y ∆z es el desnivel del río. El índice normalizado del gradiente del canal (ksn) o normalized channel steepness index (Wobus et al., 2006) se obtuvo directamente de los resultados arrojados por el Stream Profiler donde previamente se estableció una concavidad de referencia θref de 0.45 (Wobus et al., 2006). Dicho valor permite comparar los resultados con otros sitios, además, este valor se encuentra dentro del rango observado para la concavidad de los ríos en distintos climas y ambientes tectónicos (e.g.Kirby y Whipple, 2001). El índice de concavidad θn se estimó a partir del cálculo propuesto por Castillo et al. (2013), de tal forma que θn < 0 existe concavidad, θn > 0 denota un perfil convexo y θn ≈ 0 es un perfil recto.
Complementario a los valores ksn, se estimaron la verticalidad de los canales, con base en la linealización de los perfiles fluviales (Perron y Royden, 2013), de tal forma que el índice de normalidad linealizado (KL) resulta del valor del intercepto de la relación lineal entre los valores χ y los datos de elevación del canal y el índice de gradiente de los ríos (SL) de Hack (Hack, 1973) de la fórmula:
Donde ∆H y ∆L corresponden con la elevación y distancia entre dos trayectos del lecho principal respectivamente, y L corresponde con la distancia desde la divisoria hacia el punto medio del trayecto del lecho principal. El valor SL fue calculado para cada uno de los ríos para su posterior comparación con los otros índices determinados en este estudio. La detección de los knickpoints se realizó sobre el gráfico de la relación de la pendiente del canal (S) y área de drenaje (A) en escala logarítmica, donde en una condición de equilibrio S disminuye conforme aumenta A (e.g.Kirby y Whipple, 2001). En este caso los knickpoint resultantes de una caída súbita en el nivel de base se observan en dicho gráfico como una ruptura en el escalamiento S-A dada por un incremento súbito en la pendiente del canal y como un escalonamiento en un perfil topográfico (Whipple et al., 2013). Una vez detectados los knickpoints (Figura 2) se estimó la distancia que tienen éstos con respecto al frente montañoso, así como el área de drenaje de este último punto. La estimación del tiempo de retroceso de los knic-kpoints (t r ) se hizo para cada una de las fallas y con base en la ecuación usada por Pavano et al. (2016) de tal forma que:
Figura 2 Ejemplos de perfiles longitudinales y gráficas de pendiente-áerea de drenaje extraídos del MDE de las sierras San Marcos, Las Vigas y El Madroño. La estrella en los gráficos denota la posición de los knickpoints detectados en las gráficas de pendiente-áerea. Nótese la diferencia de distancia del knickpoint con respecto a la desembocadura para los tres casos. La localización de los ríos se puede consultar en la Figura 3.
Donde dx n corresponde a la distancia en un espacio discreto desde el punto de inicio del knickpoint hasta su posición actual, K es un coeficiente de erosión [m(1-2) a-1] que contiene las condiciones litológicas y climáticas de la cuenca, A n es el área de drenaje en la que se propaga el knickpoint en cada unidad de distancia discreta y el exponente m es adimensional y refleja las condiciones hidráulicas de la cuenca (Berlin y Anderson, 2007). El segundo término de la Ecuación 3 es similar a la ecuación utilizada por Crosby y Whipple (2006) quienes consideraron a K y m como parámetros libres.
La Ecuación 3 se resolvió de forma analítica ya que pueden utilizarse directamente los datos de área de drenaje y distancia desde la divisoria hasta la base del perfil a partir del MDE, por lo tanto, el resultado final está apegado a las condiciones que tiene cada río en particular. Para determinar el tiempo de retroceso de los knickpoints se hizo una búsqueda exhaustiva de los valores de K (rangos 1-9 a 1-4) y m (rangos de 0.1 a 0.9) que predijesen la posición más cercana al knickpoint observado, se limitó el tiempo de análisis de 0.5 a 3.5 Ma, ya que es muy probable que en este rango de edad haya ocurrido el fallamiento tanto para la sierra de San Marcos (e.g.Ferrari y Rosas-Elguera, 2000) como para las sierras Las Vigas y El Madroño (e.g.Rosas-Elguera y Urrutia-Fucugauchi, 1998). El modelado de los knickpoints en cada una de las fallas da como resultado una serie de edades con una máxima probabilidad, en todos los casos la máxima probabilidad fue inferior a 1.5 Ma, por lo tanto, se hizo una nueva búsqueda de los parámetros K y m con el intervalo 0.5 a 1.5 Ma para acotar la edad probable y reducir la incertidumbre; se observó que las edades muestran una distribución normal la cual se confirmó en un gráfico Q-Q. La edad de retroceso de los knickpoints se obtuvo a través del remuestreo aleatorio (bootstrapping) con 104 réplicas de los valores de distribución de edades de los knickpoints por cada una de las fallas. La edad final se estimó a partir de la edad media remuestreada y el error se calculó de forma directa con la desviación estándar.
En el mapa geomorfológico se seleccionaron y analizaron aquellos abanicos aluviales localizados en la base de los escarpes de las fallas San Marcos, Las Vigas y El Madroño que tienen una forma de . Se estimó la superficie de los abanicos (A a ) y del área de las cuencas que los alimenta (A c ) para determinar relación que existe entre estos (cf.Harvey, 2002). Los abanicos analizados para cada una las fallas fueron comparados mediante la relación φ = A a /A c la cual permite evaluar diferencias entre la respuesta erosiva y la tasa de fallamiento (Allen, 2008) y potencialmente determinar diferentes edades. Los datos obtenidos para las fallas fueron contrastados con los abanicos analizados por Castillo et al. (2017) en Amatlán de Cañas con la finalidad de determinar de forma relativa la edad de estas formas producidas por el mismo proceso y en condiciones climáticas similares, no obstante, se tuvo en cuenta que para Amatlán de Cañas corresponden a formas iniciadas en el Plioceno.
3.3. Análisis geoquímicos
Para el análisis químico de roca total, se seleccionaron seis muestras de rocas, las cuales fueron recolectadas durante el trabajo de campo. Durante el muestreo se consideró tomar la parte más fresca de cada roca, se rompieron en fragmentos de aproximadamente 2-3 cm de diámetro. En el laboratorio las muestras fueron lavadas con agua destilada y posteriormente secadas en un horno a una temperatura de 70ºC por 24 horas. Posteriormente se utilizó un disco de acero para pulverizar cada muestra. Las muestras pulverizadas fueron enviadas al Laboratorio Nacional de Geoquímica y Mineralogía, UNAM para ser analizadas por el método de Fluorescencia de Rayos X para medir las concentraciones de elementos mayores y pérdida por calcinación, empleando la metodología propuesta en Lozano-Santacruz y Bernal (2005). Una fracción del polvo de cada muestra fue enviada al Laboratorio de Estudios Isotópicos, del Centro de Geociencias de la UNAM con el fin de analizar la concentración de elementos trazas por medio de ICP-MS siguiendo la metodología descrita en Mori et al., (2007). Los datos químicos obtenidos en este trabajo fueron complementados con algunos datos publicados por Allan y Carmichael (1984).
3.4. Afechamiento por U-PB en circones
Se colectó una muestra de roca del domo “La Coronilla” (muestra G13 en la Figura 2) de composición ácida, con el fin de separar cristales de circón para fechamiento por el método U-Pb en circones. En primer lugar se trituró la muestra y se tamizó en mallas del número 60, 100 y 200. Posteriormente, estas fracciones se pasaron por la mesa Wifley para separar las fases cristalinas pesadas de las ligeras. Finalmente, con ayuda de un microscopio binocular, se separaron los cristales de circón de manera manual. En total se separaron 35 cristales de circón, los cuales fueron montados en un portaobjetos, con resina y posteriormente pulidos. La muestra de cristales pulidos fue enviada al Laboratorio de Estudios Isotópicos del Centro de Geociencias, UNAM (campus Juriquilla, Querétaro) para su análisis respectivo. Para los detalles de la rutina de análisis isotópico de los circones se puede consultar el artículo de Solari et al. (2010).
4. Resultados
4 .1. Geomorfología de las fallas el madroño, las vigas y san marcos
En el mapa geomorfológico se distinguen dos génesis del relieve, (1) endógeno y (2) exógeno (Figura 3). Dentro del relieve endógeno se encuentran los conos, domos, edificios volcánicos erosionados, flujos de lava, las denominadas sierras volcánicas, planicies mixtas y piedemonte volcánico. Los conos y domos se localizan en su mayoría en el sector N y NW del área de estudio (Figura 4) y corresponden principalmente con elementos volcánicos del Cuaternario (Figura 1). Los edificios volcánicos erosionados corresponden a estructuras de mayores dimensiones que los conos y domos. Gran parte de los edificios se encuentran asociados a las denominadas sierras volcánicas donde prevalece el volcanismo del Plioceno (Figura 1). El mapa geomorfológico indica que la tectónica al NW del Lago de Chapala produjo pequeños sistemas de sierras con pronunciados desniveles (> 500 m) y con orientaciones bien definidas, NW-SE para San Marcos, NW-SE y SW-NE para El Madroño y E-W para la Sierra de Las Vigas (Figuras 3 y 4). Por lo tanto, estas geoformas constituyen elementos geomorfológicos independientes los cuales también son diferenciables por el grado de disección fluvial que tienen (Figura 4), no obstante, la edad del volcanismo es primordialmente del Plioceno. Los piesdemonte volcánicos tienen una limitada extensión (ca. 25 km2) y se encuentran confinados a la base de las sierras o de estructuras (Figura 4). Caso contrario se observa con las planicies que en conjunto ocupan una amplia superficie (ca. 222 km2) y que se encuentran entre sierras o desmembradas por la aparición de estructuras volcánicas (Figura 4), cabe mencionar que estas formas se clasificaron como mixtas ya que su origen está asociado a procesos tanto endógenos como exógenos. El relieve exógeno (Figura 4) está constituido por formas (1) erosivas y (2) acumulativas. Las formas erosivas incluyen los valles fluviales y cicatrices de desprendimiento. En el relieve exógeno acumulativo se encuentran los abanicos aluviales, depósitos de deslizamiento, llanuras aluviales, rampas coluviales y planicies lacustres. Del relieve exógeno erosivo los valles predominan en el área de estudio (ca. 37 km2); las cicatrices de desprendimiento sólo abarcan un área de ca.1 km2 y se encuentran en el escarpe de la falla San Marcos (Figura 4). Se detectó la presencia de valles colgados, estos se encuentran mayoritariamente en los escarpes de las tres fallas estudiadas, aunque tienen una mayor ocurrencia a lo largo del escarpe de la falla San Marcos, misma que se caracteriza por tener valles fluviales exiguos (Figura 4), sin embargo, este tipo de valles no fue diferenciado en el mapa debido a que, por su tamaño reducido, no pueden ser representados en la escala seleccionada para la cartografía. En cuanto al relieve exógeno acumulativo las planicies lacustres son las que abarcan una mayor extensión (ca. 46 km2), seguidas de los abanicos aluviales (ca. 22 km2), rampas coluviales (ca. 10 km2), depósitos de deslizamientos (ca. 6 km2) y por último las llanuras aluviales (ca. 0.3 km2). Los abanicos aluviales, rampas y depósitos coluviales se encuentran mayoritariamente en la base de los escarpes de falla. Los abanicos de mayor dimensión se encuentran al pie del escarpe de la falla El Madroño, caso contrario ocurre al pie de las sierras de Las Vigas y San Marcos que contienen abanicos de menores dimensiones (Figura 4).
Figura 3 Mapa de la localización de los puntos muestreados en trabajo de campo y con los datos de geoquímica publicados por otros autores. Los ríos corresponden con los perfiles longitudinales analizados en este estudio, los números en círculo en los ríos corresponden a los perfiles presentados en la Figura 2.
Figura 4 Mapa geomorfológico de las fallas Las Vigas, El Madroño y San Marcos elaborado a partir de la interpretación de ortofotos escala 1:20000. Los knickpoints corresponden aquellos detectados en los gráficos S-A. Obsérvese las diferencias del número de valles fluviales que se encuentran en cada una de las fallas, así como la relación del tamaño de las cuencas con los abanicos fluviales.
4 .2. Morfometría del relieve tectónico, propagación y edad de los knickpoints
Los índices morfométricos de los ríos que inciden perpendicularmente a los escarpes de falla se presentan en la Figura 5, el coeficiente de correlación entre todos los índices se resume en la Tabla 1. De los índices utilizados los valores medios de ksn, kL y SL tienen un comportamiento similar a la topografía observada a lo largo de las fallas (Figuras 3 y 5), sin embargo, el coeficiente de correlación es mayor entre los valores medios de ksn y SL (R2 > 0.80; Tabla 1). Los índices de integral hipsométrica (IH) y concavidad (θn) tienen un alto valor de correlación (R2 > 0.90; Tabla 1) y ambos guardan una relación inversa con los índices ksn, kL y SL (Tabla 1), esto es un resultado esperado ya que dichos índices (IH y θn) varían en función de la capacidad erosiva de los ríos, por lo tanto, los valores altos denotan una condición en la cual los ríos no tienen una suficiente potencia fluvial necesaria para erosionar de forma significativa la superficie montañosa. El análisis morfométrico de los abanicos se hizo a partir de la función potencia entre A a y A c (Figura 6A) donde se observó que el coeficiente de determinación es de 0.64 con un valor p < 0.05 y un exponente en A c de 0.95. Los valores medios en los índices morfométricos por cada una de las fallas (Tabla 1) revelan que los valores ksn, kL y SL de la falla San Marcos son los más bajos, lo cual sugiere que el fallamiento en este caso fue menor con respecto a las otras dos sierras estudiadas. La morfometría de estos abanicos contrasta con los de Amatlán de Cañas, donde Castillo et al. (2017) reportan un valor R2 = 0.56, con un valor p < 0.05 y un exponente en A c de 0.63. El exponente en A c para el caso de las fallas al norte de la JTBJ, indica que el área de los abanicos se incrementa de forma notoria conforme aumenta el área de drenaje en comparación con los abanicos de Amatlán de Cañas. La distribución de los valores φ para las tres fallas estudiadas e incluida la de Amatlán de Cañas se presentan en la Figura 6B. En los abanicos asociados a la falla San Marcos el valor φ es de 0.3, para la falla El Madroño es de 0.4 y 0.3 para la falla de Las Vigas. El valor φ para las tres fallas es de 0.3 el cual contrasta con el de los abanicos de Amatlán de Cañas que es de 0.5; la diferencia entre los valores φ entre estas dos poblaciones de abanicos es significativa al 95% de acuerdo con el test estadístico Kolmogorov-Smirnov.
Figura 5 Índices morfométricos de los ríos que cortan oblicuos a las fallas estudiadas. La distancia a lo largo de la falla es de en dirección W-E. Nótese que los valores ksn son similares a la topografía de las fallas (Figura 1A) y la relación inversa que existe entre los índices IH y θn con respecto a los demás índices. Las barras de error en ksn, kL y SL son a 1sigma.
Tabla 1 Coeficientes de correlación (lado izquierdo inferior) y valores p (lado derecho superior) del los índices morfométriocs de los ríos que inciden sobre las fallas El Madroño, Las Vigas y San Marcos. Los valores en paréntesis corresponden al valor medio con 1σ de error para cada falla.
| Falla El Madroño | ||||
|---|---|---|---|---|
| Integral hipsométrica (0.39 ± 0.08) | < 0.05 | < 0.05 | < 0.05 | < 0.05 |
| -0.72 | Valor medio k sn | < 0.05 | < 0.05 | < 0.05 |
| 1.00 | -0.71 | Índice de concavidad (-0.1 ± 0.08) | < 0.05 | < 0.05 |
| -0.94 | 0.71 | -0.96 | Índice k L (1.5 ± 0.6) | < 0.05 |
| -0.61 | 0.82 | -0.61 | 0.57 | Valor medio SL (263 ± 66) |
| Falla Las Vigas | ||||
| Integral hipsométrica (0.41 ± 0.1) | < 0.05 | < 0.05 | < 0.05 | < 0.05 |
| -0.82 | Valor medio k sn | < 0.05 | < 0.05 | < 0.05 |
| 1.00 | -0.81 | Índice de concavidad (-0.09 ± 0.1) | < 0.05 | < 0.05 |
| -0.97 | 0.77 | -0.97 | Índice k L (1.4 ± 0.8) | > 0.05 |
| -0.70 | 0.82 | -0.71 | 0.64 | Valor medio SL (273 ± 79) |
| Falla San Marcos | ||||
| Integral hipsométrica (0.40 ± 0.03) | 5.8E-01 | > 0.05 | < 0.05 | > 0.05 |
| -0.28 | Valor medio k sn (72 ± 12) | > 0.05 | > 0.05 | < 0.05 |
| 0.96 | -0.51 | Índice de concavidad (-0.09 ± 0.04) | > 0.05 | > 0.05 |
| -0.65 | 0.60 | -0.78 | Índice k L (0.9 ± 0.5) | > 0.05 |
| -0.13 | 0.84 | -0.34 | 0.61 | Valor medio SL (223 ± 43) |
Figura 6 (A) Función potencial entre la superficie del abanico y el área de drenaje de la cuenca. Obsérvese la diferencia en la pendiente (exponente) entre los abanicos de la zona de la junta triple del bloque Jalisco y los de Amatlán de Cañas. (B) Gráficos de caja (whisker-and-box plots) con la fracción Aa/Ac, nótese las diferencias en los valores medio (barra horizontal en rojo) y el alto valor que hay en el caso de Amatlán de Cañas.
Del análisis de gráfico S-A se detectaron 7 knickpoints en la falla El Madroño, 7 en la falla Las Vigas y 6 en la falla San Marcos (Tabla 1). La altitud media de los knickpoints es distinta en las tres fallas, en El Madroño la altitud es de 2308 ± 277m, en Las Vigas 1814 ± 96 m y en San Marcos es de 1602 ± 45 m. Con la información de la posición de los knickpoints en sus respectivos perfiles longitudinales y el área de drenaje estimada al frente montañoso, (Figura 3, Tabla 2) se elaboró el modelo de retroceso de los knickpoints (Figura 7) mediante la regresión, en un espacio logarítmico, de la distancia de migración del knickpoints y el área de drenaje en el punto de retroceso (cf.Bishop et al., 2005). En todas las fallas analizadas se observó un alto valor en el coeficiente de correlación (R2(80) y todas con una significancia estadística al 95% (p < 0.05) (Figura 7). Los knickpoints que se han propagado con mayor distancia corresponden a aquellos que se encuentran en la sierra el Madroño. El exponente del área de drenaje en los modelos de la Figura 7 indica que existen diferencias en las tasas de retroceso en las tres fallas, condición que se confirmó con un análisis de covarianza (ANCOVA) el cual arrojó un valor de F < 0.01 para las pendientes entre las tres regresiones. El exponente de la función potencial en la sierra de Las Vigas es el más alto, lo cual denota que el retroceso de los knickpoints es rápido con incrementos mínimos en el área de drenaje.
Tabla 2 Datos topográficos e hidrológicos de los knickpoints identificados en los perfiles longitudinales.
| UTM X | UTM Y | Distancia desde la divisoria (m) | Distancia desde el frente montañoso (m) | Área de drenaje en el knickpoint (km2) | Altitud del knickpoint (m) | Área de drenaje en el frente montañoso (km2) |
|---|---|---|---|---|---|---|
| Falla El Madroño | ||||||
| 655320 | 2256356 | 786 | 1563 | 0.30 | 1828 | 1.33 |
| 660060 | 2254536 | 218 | 1611 | 0.04 | 2189 | 0.97 |
| 662720 | 2252876 | 390 | 3850 | 0.09 | 2633 | 3.42 |
| 661320 | 2252096 | 645 | 2075 | 0.30 | 2120 | 1.34 |
| 662560 | 2252216 | 363 | 2154 | 0.21 | 2489 | 1.76 |
| 663540 | 2251576 | 975 | 2243 | 0.52 | 2405 | 2.25 |
| 666680 | 2251836 | 845 | 2761 | 0.26 | 2489 | 3.53 |
| Falla Las Vigas | ||||||
| 676708 | 2246340 | 1494 | 1261 | 0.61 | 1721 | 1.62 |
| 677568 | 2247520 | 926 | 2549 | 0.64 | 1922 | 2.23 |
| 678048 | 2247600 | 1106 | 2486 | 0.62 | 1908 | 1.80 |
| 680828 | 2247100 | 1709 | 1083 | 0.93 | 1779 | 1.51 |
| 682288 | 2246800 | 1983 | 550 | 1.04 | 1733 | 1.19 |
| 683088 | 2246780 | 2194 | 622 | 1.15 | 1720 | 1.29 |
| 684168 | 2247980 | 1515 | 1571 | 0.57 | 1912 | 1.44 |
| Falla San Marcos | ||||||
| 654941 | 2241429 | 1545 | 928 | 0.65 | 1580 | 0.80 |
| 655201 | 2244189 | 1216 | 1391 | 0.78 | 1571 | 2.79 |
| 655381 | 2245049 | 993 | 1225 | 0.43 | 1691 | 1.48 |
| 654521 | 2246129 | 760 | 856 | 0.28 | 1584 | 0.58 |
| 654281 | 2247509 | 598 | 890 | 0.15 | 1587 | 0.43 |
| 654161 | 2247969 | 681 | 951 | 0.30 | 1601 | 0.68 |
Figura 7 Modelos de retroceso de knickpoints para el caso de las fallas El Madroño, Las Vigas y San Marcos. El área de drenaje es un indicador de la descarga fluvial, lo que denota una mayor capacidad de propagación para los knickpoints en la falla de Las Vigas.
La estimación del tiempo de retroceso de los knickpoints, con base en la búsqueda exhaustiva de los parámetros K y m de la Ecuación 3, resultó en distintos valores de ambos parámetros para cada uno de los knickpoints que retroceden los sistemas de fallas, sin embargo, todos en conjunto se ajustan a una misma pendiente (Figura 8A) ya que no existen diferencias significativas entre éstas (test ANCOVA, F > 0.05). Para el caso de los knickpoints de la sierra El Madroño la estimación con los parámetros K y m tuvo los menores valores residuales con respecto a los knickpoints detectados en el perfil longitudinal (Figura 8B), en contraste, los knickpoints recalculados de la sierra de San Marcos tuvieron los valores residuales más altos (Figura 8B). Las edades de retroceso de los knickpoints fueron distintas en las tres fallas (Figura 9), la edad de retroceso de los knickpoints en la falla El Madroño es de 0.76 ± 0.02 Ma (Figura 9A), 1.03 ± 0.03 para la falla Las Vigas (Figura 9B) y 0.99 ± 0.03 Ma para la falla San Marcos (Figura 9C).
Figura 8 (A) Resultado de los parámetros K y m para estimar la localización de los knickpoints dentro del intervalo de 0.5 a 1.5 Ma. A pesar de que hay una variabilidad en los parámetros, todos se ajustan a una misma pendiente. (B) Valores residuales dados por la diferencia entre el knickpoint estimado (parámetros en A) y el observado en el perfil longitudinal.
4 .3. Volcanismo en la zona de la JTBJ
Las rocas volcánicas más antiguas que afloran en el área de estudio son del Plioceno (Figura 1). En el caso de la Sierra de San Marcos las muestras analizadas son composición química de andesita basáltica (Figura 10), siendo una de las muestras más básicas que se muestrearon en este trabajo (Tabla 3), junto con muestras de los bordes del GC reportadas por Allan y Carmichael (1984), aunque estas últimas contienen valores más elevados en K2O (Figura 11), por lo cual se clasifican como traquiandesitas (Figura 10). Las rocas de la sierra El Madroño resultan ser un poco más evolucionadas, con un contenido de SiO2 de 58 a 59% en peso de SiO2 (Tabla 3), por lo tanto, se clasifican como andesitas (Figura. 10). Desafortunadamente no se cuenta con ninguna muestra de la Sierra Las Vigas, sin embargo, es probable que también se trate de rocas de composición básica como indican Rosas-Elguera y Urrutia-Fucugauchi (1998). Se muestreó una lava cerca del borde del graben de San Marcos, la cual fue emitida por un volcán monogenético que aparentemente se formó justo en el borde del graben y que corresponde con la edad de 0.99 Ma reportada por Delgado-Granados (1992). El flujo de lava que emitió este volcán se emplazó hacia el oeste. Se analizó una muestra de esta lava y resultó ser de composición dacítica (Figura 10), un poco más evolucionada que las muestras de las sierras (Tabla 3) y cabe resaltar que esta lava debe ser más joven que las rocas de las sierras mencionadas. Por último, se analizó también una muestra del domo La Coronilla, el cual representa el producto volcánico más ácido de la zona de estudio, ya que contiene 73% en peso de SiO2, por lo tanto, se trata de un domo riolítico.
Figura 10 Diagrama de clasificación de álcalis total vs sílice de Le Bas et al. (1986) de muestras del área de estudio y muestras del graben de Colima tomados de Allan y Carmichael (1984).
Tabla 3 Resultados de análisis químicos de roca total de muestras del área de estudio.
| Muestra | G3 | G1 | G10 | G11 | G12 | G13 |
|---|---|---|---|---|---|---|
| UTM X | 653826 | 648823 | 649347 | 654294 | 651529 | 647806 |
| UTM Y | 2249036 | 2251097 | 2259880 | 2255636 | 2256652 | 2261626 |
| SiO2 | 56.11 | 65.75 | 59.96 | 58.88 | 58.62 | 73.18 |
| TiO2 | 1.26 | 0.58 | 1.15 | 0.97 | 0.97 | 0.25 |
| Al2O3 | 16.81 | 15.77 | 16.69 | 16.54 | 17.47 | 13.99 |
| Fe2O3 | 8.64 | 4.61 | 7.39 | 7.16 | 6.93 | 2.10 |
| MnO | 0.13 | 0.08 | 0.11 | 0.11 | 0.11 | 0.05 |
| MgO | 4.31 | 2.16 | 2.38 | 3.94 | 3.46 | 0.77 |
| CaO | 7.02 | 4.21 | 5.23 | 6.39 | 6.65 | 1.99 |
| Na2O | 3.72 | 3.74 | 4.64 | 3.87 | 3.88 | 3.15 |
| K2O | 1.64 | 2.93 | 2.18 | 1.85 | 1.67 | 4.66 |
| P2O5 | 0.35 | 0.17 | 0.27 | 0.29 | 0.23 | 0.06 |
| Total | 100 | 100 | 100 | 100 | 100 | 100 |
| Sc | 18.2 | 7.8 | 13.3 | 14.6 | 13.1 | 2.7 |
| Cr | 101.1 | 76.0 | 32.3 | 101.7 | 94.2 | 13.0 |
| Co | 26.2 | 11.9 | 17.5 | 22.6 | 21.6 | 3.3 |
| Ni | 47.0 | 23.3 | 8.2 | 47.6 | 41.2 | 3.9 |
| Zn | 84.0 | 57.9 | 70.3 | 75.8 | 64.7 | 34.4 |
| Rb | 27.2 | 63.6 | 37.3 | 32.7 | 26.7 | 128.2 |
| Cs | 0.5 | 1.2 | 0.8 | 0.6 | 0.5 | 4.0 |
| Ba | 636.7 | 872.8 | 821.6 | 627.3 | 626.8 | 1033.9 |
| La | 20.8 | 26.8 | 24.3 | 28.5 | 17.7 | 33.9 |
| Ce | 44.0 | 50.4 | 42.6 | 48.4 | 36.1 | 54.3 |
| Nd | 24.0 | 21.6 | 24.5 | 27.3 | 18.2 | 23.3 |
| Eu | 1.5 | 1.1 | 1.5 | 1.5 | 1.2 | 0.8 |
| Tb | 0.7 | 0.5 | 0.7 | 0.8 | 0.5 | 0.5 |
| Dy | 4.4 | 3.1 | 3.8 | 4.4 | 3.0 | 2.6 |
| Yb | 2.2 | 1.7 | 1.9 | 2.2 | 1.5 | 1.6 |
| Lu | 0.3 | 0.3 | 0.3 | 0.3 | 0.2 | 0.2 |
| Hf | 4.2 | 4.4 | 4.6 | 4.3 | 3.4 | 4.4 |
| Ta | 0.7 | 0.7 | 0.7 | 0.7 | 0.6 | 0.9 |
| Th | 2.2 | 5.7 | 3.5 | 2.9 | 2.4 | 13.1 |
| U | 0.8 | 1.4 | 1.3 | 0.9 | 0.7 | 3.9 |
| V | 177.8 | 80.7 | 165.8 | 140.7 | 145.6 | 22.6 |
| Cu | 46.7 | 22.9 | 48.2 | 39.6 | 52.8 | 6.0 |
| Ga | 19.9 | 18.1 | 18.7 | 19.8 | 18.6 | 15.8 |
| Sr | 654.6 | 461.4 | 613.7 | 586.3 | 633.7 | 277.4 |
| Y | 23.9 | 17.6 | 21.9 | 25.6 | 16.1 | 15.2 |
| Zr | 180.5 | 182.5 | 200.7 | 191.8 | 141.3 | 170.3 |
| Nb | 11.6 | 8.3 | 10.0 | 10.9 | 8.7 | 8.3 |
| Li | 6.3 | 8.3 | 9.9 | 9.1 | 7.3 | 18.8 |
| Be | 1.6 | 1.6 | 1.5 | 1.7 | 1.2 | 2.0 |
| B | 12.8 | 9.9 | 9.5 | 7.8 | 9.8 | 19.3 |
| Pr | 5.9 | 5.9 | 6.2 | 7.0 | 4.6 | 6.9 |
| Gd | 5.0 | 3.7 | 4.6 | 5.2 | 3.6 | 3.3 |
| Ho | 0.9 | 0.6 | 0.8 | 0.9 | 0.6 | 0.5 |
| Er | 2.4 | 1.7 | 2.1 | 2.4 | 1.6 | 1.5 |
| Pb | 8.2 | 11.2 | 8.1 | 8.2 | 6.6 | 16.6 |
Elementos mayores en % en peso, trazas en partes por millón. Fe total reportado como Fe2O3. PxC, pérdida por calcinación.
Figura 11 Diagramas binarios de sílice vs otros elementos mayores de muestras del área de estudio y de muestras del graben de Colima (Allan y Carmichael, 1984).
Se construyeron diagramas binarios de los elementos mayores de las muestras analizadas en este trabajo (Figura 11), en los cuales se aprecian correlaciones positivas K2O respecto al SiO2 (exceptuando las muestras del graben de Colima), así como correlaciones negativas de CaO, MgO, Fe2O3, Al2O3 y Na2O (Figura 11). Dichas correlaciones pueden sugerir una relación genética entre estas rocas, y su evolución por cristalización fraccionada de algunas fases minerales como plagioclasas cálcicas, piroxenos y olivino. En los diagramas de elementos traza se aprecian diferencias entre las muestras del graben de Colima y las reportadas en este trabajo (Figura 12). A pesar de las diferencias todas las muestras despliegan un patrón de enriquecimiento en elementos incompatibles respecto a los compatibles, con anomalías negativas de Nb, Ta, P y Ti, así como positivas en Pb, K y Ba (Figura 12A), los cuales son comunes para rocas asociadas a arcos continentales (e.g.Gómez-Tuena et al., 2005). En cuanto a las tierras raras se aprecia un enriquecimiento en tierras raras ligeras respecto a las pesadas, con un mayor enriquecimiento para las muestras del graben de Colima (Figura 12B). Es notoria la anomalía negativa de Eu para el domo riolítico La Coronilla, así como las anomalías negativas muy pronunciadas en P y Ti.
Figura 12 (A) Diagrama multielementos normalizados con el manto primitivo (Sun y McDonough, 1989). (B) Diagrama de tierras raras normalizados con la condrita (Sun y McDonoguh, 1989) de muestras del área de estudio. Datos del graben de Colima fueron tomados de Allan y Carmichael (1984).
Adicionalmente, se analizaron en total 35 cristales de circón mediante ablación láser para obtener las relaciones isotópicas de U-Pb (Tabla 4). Con los datos de estos circones se estimó la edad de la isócrona en 0.66 ± 0.06 Ma (Figura 13).
Tabla 4 Resumen de los análisis de U-Pb en circones del domo riolítico La Coronilla, muestra G13.
| Análisis | FRACCIONES CORREGIDAS 2 | EDADES CORREGIDAS (Ma) | |||||||||||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| U (ppm)1 | Th (ppm)1 | Th/U | 207Pb/206Pb | ±2s abs | 207Pb/235U | ±2s abs | 206Pb/238U | ±2s abs | 208Pb/232Th | ±2s abs | Rho | 206Pb/238U | ±2s | 207Pb/235U | ±2s | 207Pb/206Pb | ±2s | Best age | ±2s | ||
| (Ma) | |||||||||||||||||||||
| 1 | 354 | 304 | 0.86 | 0.7620 | 0.0710 | 0.0870 | 0.0110 | 0.0008 | 0.0001 | 0.0018 | 0.0003 | -0.23 | 5.3 | 0.6 | 84.7 | 9.6 | 4970.0 | 160.0 | 5.3 | 0.6 | |
| 2 | 347 | 243 | 0.70 | 0.9100 | 0.6700 | 0.0216 | 0.0035 | 0.0003 | 0.0000 | 0.0007 | 0.0001 | 0.07 | 1.7 | 0.2 | 21.7 | 3.5 | 5000.0 | 1500.0 | 1.7 | 0.2 | |
| 3 | 190 | 157 | 0.83 | 0.7400 | 0.8500 | 0.0108 | 0.0040 | 0.0002 | 0.0001 | 0.0002 | 0.0001 | -0.36 | 1.0 | 0.4 | 10.8 | 4.0 | 3800.0 | 4700.0 | 1.0 | 0.4 | |
| 4 | 2023 | 2687 | 1.33 | 0.3740 | 0.0370 | 0.0100 | 0.0008 | 0.0002 | 0.0000 | 0.0002 | 0.0000 | 0.18 | 1.3 | 0.1 | 10.1 | 0.8 | 3760.0 | 140.0 | 1.3 | 0.1 | |
| 5 | 648 | 548 | 0.85 | 0.5700 | 0.1100 | 0.0165 | 0.0020 | 0.0002 | 0.0000 | 0.0003 | 0.0000 | -0.16 | 1.4 | 0.2 | 16.6 | 2.0 | 4320.0 | 310.0 | 1.4 | 0.2 | |
| 6 | 451 | 323 | 0.72 | 0.6330 | 0.0960 | 0.0233 | 0.0051 | 0.0003 | 0.0000 | 0.0007 | 0.0001 | 0.03 | 1.9 | 0.3 | 23.4 | 5.0 | 4760.0 | 250.0 | 1.9 | 0.3 | |
| 7 | 2260 | 3451 | 1.53 | 0.3820 | 0.0540 | 0.0081 | 0.0021 | 0.0002 | 0.0000 | 0.0001 | 0.0000 | -0.20 | 1.0 | 0.1 | 8.2 | 2.1 | 3880.0 | 190.0 | 1.0 | 0.1 | |
| 8 | 311 | 288 | 0.93 | 0.3850 | 0.0940 | 0.0080 | 0.0300 | 0.0001 | 0.0003 | 0.0002 | 0.0008 | 0.17 | 0.8 | 1.8 | 8.0 | 27.0 | 5940.0 | 530.0 | 0.8 | 1.8 | |
| 9 | 976 | 1098 | 1.13 | 0.4990 | 0.0740 | 0.0106 | 0.0021 | 0.0002 | 0.0000 | 0.0002 | 0.0000 | 0.07 | 1.0 | 0.2 | 10.7 | 2.2 | 4260.0 | 240.0 | 1.0 | 0.2 | |
| 11 | 616 | 613 | 1.00 | 0.7760 | 0.0500 | 0.0630 | 0.0150 | 0.0006 | 0.0002 | 0.0013 | 0.0004 | 0.28 | 4.0 | 1.0 | 62.0 | 14.0 | 4910.0 | 120.0 | 4.0 | 1.0 | |
| 12 | 1143 | 1601 | 1.40 | 0.1580 | 0.0660 | 0.0021 | 0.0007 | 0.0001 | 0.0000 | 0.0001 | 0.0000 | -0.18 | 0.7 | 0.1 | 2.1 | 0.7 | 1930.0 | 620.0 | 0.7 | 0.1 | |
| 13 | 609 | 560 | 0.92 | 0.7130 | 0.0550 | 0.0694 | 0.0077 | 0.0007 | 0.0001 | 0.0014 | 0.0002 | 0.22 | 4.6 | 0.4 | 68.1 | 7.1 | 4750.0 | 130.0 | 4.6 | 0.4 | |
| 14 | 549 | 501 | 0.91 | 0.7000 | 0.1500 | 0.0110 | 0.0022 | 0.0002 | 0.0000 | 0.0003 | 0.0001 | -0.31 | 1.1 | 0.2 | 11.1 | 2.2 | 3880.0 | 660.0 | 1.1 | 0.2 | |
| 15 | 421 | 519 | 1.23 | 0.2200 | 0.1800 | 0.0034 | 0.0038 | 0.0001 | 0.0000 | 0.0001 | 0.0001 | 0.11 | 0.8 | 0.3 | 3.5 | 3.8 | -1100.0 | 1500.0 | 0.8 | 0.3 | |
| 16 | 476 | 432 | 0.91 | 0.6230 | 0.0700 | 0.0425 | 0.0036 | 0.0005 | 0.0000 | 0.0010 | 0.0001 | 0.05 | 3.3 | 0.3 | 42.2 | 3.5 | 4520.0 | 190.0 | 3.3 | 0.3 | |
| 7 | 1497 | 2076 | 1.39 | 0.5960 | 0.0600 | 0.0236 | 0.0020 | 0.0003 | 0.0000 | 0.0003 | 0.0000 | 0.08 | 1.9 | 0.2 | 23.7 | 1.9 | 4450.0 | 160.0 | 1.9 | 0.2 | |
| 18 | 256 | 235 | 0.92 | 0.8700 | 0.1300 | 0.0507 | 0.0047 | 0.0005 | 0.0001 | 0.0011 | 0.0001 | 0.20 | 3.1 | 0.4 | 50.1 | 4.5 | 5060.0 | 320.0 | 3.1 | 0.4 | |
| 19 | 428 | 427 | 1.00 | 0.8080 | 0.0700 | 0.0832 | 0.0079 | 0.0007 | 0.0001 | 0.0016 | 0.0002 | 0.24 | 4.8 | 0.6 | 81.0 | 7.3 | 4970.0 | 160.0 | 4.8 | 0.6 | |
| 20 | 605 | 421 | 0.70 | 0.6200 | 0.1000 | 0.0270 | 0.0150 | 0.0003 | 0.0001 | 0.0008 | 0.0003 | -0.37 | 2.1 | 0.8 | 27.0 | 14.0 | 4370.0 | 270.0 | 2.1 | 0.8 | |
| 21 | 481 | 314 | 0.65 | 0.6600 | 0.1000 | 0.0266 | 0.0047 | 0.0003 | 0.0000 | 0.0009 | 0.0001 | 0.01 | 2.2 | 0.3 | 26.6 | 4.6 | 4540.0 | 290.0 | 2.2 | 0.3 | |
| 22 | 425 | 352 | 0.83 | 0.1900 | 0.1400 | 0.0020 | 0.0032 | 0.0001 | 0.0000 | 0.0001 | 0.0001 | 0.40 | 0.7 | 0.3 | 2.5 | 3.2 | 2500.0 | 1200.0 | 0.7 | 0.3 | |
| 24 | 588 | 463 | 0.79 | 0.5890 | 0.0690 | 0.0310 | 0.0030 | 0.0004 | 0.0000 | 0.0007 | 0.0001 | -0.22 | 2.5 | 0.2 | 30.9 | 2.9 | 4420.0 | 170.0 | 2.5 | 0.2 | |
| 25 | 661 | 599 | 0.91 | 0.3460 | 0.0790 | 0.0089 | 0.0071 | 0.0002 | 0.0001 | 0.0003 | 0.0002 | 0.17 | 1.2 | 0.4 | 9.0 | 7.1 | 3300.0 | 320.0 | 1.2 | 0.4 | |
| 26 | 434 | 388 | 0.89 | 0.5600 | 0.1500 | 0.0067 | 0.0064 | 0.0002 | 0.0001 | 0.0002 | 0.0001 | -0.08 | 1.0 | 0.4 | 6.7 | 6.2 | 1800.0 | 1300.0 | 1.0 | 0.4 | |
| 27 | 470 | 423 | 0.90 | 0.6800 | 0.1000 | 0.0284 | 0.0052 | 0.0004 | 0.0001 | 0.0006 | 0.0001 | 0.09 | 2.4 | 0.4 | 28.4 | 5.0 | 4580.0 | 250.0 | 2.4 | 0.4 | |
| 28 | 1258 | 1888 | 1.50 | 0.4150 | 0.0520 | 0.0135 | 0.0017 | 0.0002 | 0.0000 | 0.0002 | 0.0000 | 0.23 | 1.5 | 0.1 | 13.6 | 1.7 | 3890.0 | 180.0 | 1.5 | 0.1 | |
| 29 | 342 | 171 | 0.50 | 0.7600 | 0.1100 | 0.0130 | 0.0110 | 0.0002 | 0.0001 | 0.0006 | 0.0004 | -0.22 | 1.1 | 0.7 | 13.0 | 10.0 | 4000.0 | 580.0 | 1.1 | 0.7 | |
| 30 | 339 | 260 | 0.77 | 0.7800 | 0.0760 | 0.0870 | 0.0110 | 0.0009 | 0.0001 | 0.0021 | 0.0003 | 0.46 | 5.7 | 0.7 | 84.6 | 9.8 | 4940.0 | 180.0 | 5.7 | 0.7 | |
| 31 | 351 | 308 | 0.88 | 0.7730 | 0.0900 | 0.0751 | 0.0056 | 0.0008 | 0.0001 | 0.0017 | 0.0001 | 0.25 | 5.0 | 0.4 | 73.4 | 5.3 | 4890.0 | 210.0 | 5.0 | 0.4 | |
| 32 | 361 | 250 | 0.69 | 0.7000 | 0.1100 | 0.0498 | 0.0049 | 0.0006 | 0.0001 | 0.0014 | 0.0001 | 0.23 | 3.7 | 0.4 | 49.3 | 4.7 | 4680.0 | 270.0 | 3.7 | 0.4 | |
| 33 | 466 | 314 | 0.67 | 0.6990 | 0.0900 | 0.0567 | 0.0051 | 0.0006 | 0.0001 | 0.0015 | 0.0001 | 0.12 | 4.0 | 0.4 | 55.9 | 4.9 | 4690.0 | 220.0 | 4.0 | 0.4 | |
| 34 | 252 | 223 | 0.88 | 0.8500 | 0.1400 | 0.0577 | 0.0055 | 0.0006 | 0.0001 | 0.0012 | 0.0001 | -0.03 | 3.6 | 0.4 | 56.8 | 5.3 | 5010.0 | 350.0 | 3.6 | 0.4 | |
| 35 | 239 | 235 | 0.98 | 0.1400 | 0.3300 | 0.0040 | 0.0037 | 0.0001 | 0.0000 | 0.0001 | 0.0001 | 0.01 | 0.9 | 0.3 | 4.8 | 3.7 | -10300.0 | 9400.0 | 0.9 | 0.3 | |
1: Concentraciones de U y Th fueron calculadas usando un circón estándar externo de acuerdo a Paton et al. (2010), Geochemistry, Geophysics, Geosystems.
2: Incertidumbre de 2 sigma propagado de acuerdo a Paton et al. (2010), Geochemistry, Geophysics, Geosystems.
Relaciones de 207Pb/206Pb, edades y errores fueron calculadas de acuerdo a Petrus y Kamber (2012), Geostandards Geoanalytical Research.
El área analizada fue de 23 micras, usando un protocolo analítico modificado de Solari et al. (2010), Geostandards Geoanalytical Research.
Los datos fueron medidos empleando un MC-ICPMS-Neptune Plus, acoplado a un sistema de ablación láser Resolution M050 Excimer.
5. Discusión y conclusiones
La actividad tectónico-volcánica al occidente del lago de Chapala ha producido cambios drásticos en la topografía y condicionó la subsecuente evolución del relieve. Las edades radiométricas de las rocas volcánicas en la zona de estudio confirman los pulsos volcánicos del Plioceno y Cuaternario diferenciados por Ferrari et al. (2012) para el occidente de México. Es muy probable que en esta zona el volcanismo Cuaternario sea contemporáneo con una importante actividad de las fallas El Madroño y San Marcos ya que las estimaciones de las edades de retroceso de los knickpoints coinciden con las edades de rocas volcánicas más recientes, es decir 0.99 Ma en la falla de San Marcos (Figura 1) y 0.66 Ma para el domo La Coronilla, el cual se encuentra sobre la orientación de la falla El Madroño en el extremo noroccidental (Figura 3). Para el caso de la falla de Las Vigas no hay volcanismo del Cuaternario reportado, sin embargo, las tasas de retroceso de los knickpoints indican que esta falla tuvo una actividad más o menos contemporánea a la falla de San Marcos, no obstante, no se descarta que esta falla haya tenido su formación en el Plioceno como lo indican para este sector Rosas-Elguera y Urrutia-Fucugauchi (1998), ya que los knickpoints dectectados se encuentran en una posición altitudinal baja, con lo cual es probable que estas formas se hayan propagado por una reactivación de la falla. La edad estimada por Allan (1986) en un flujo de lava localizado en la base del escarpe de falla San Marcos es idéntica (0.99 Ma) a la obtenida a través de la estimación del retroceso de los knickpoints para la sierra de San Marcos. En la falla El Madroño no existen edades radiométricas de las rocas que la conforman, por lo tanto, no se descarta que la formación de esta falla sea contemporánea con la falla de Las Vigas como proponen algunos autores (e.g.Rosas-Elguera y Urrutia-Fucugauch, 1998). No obstante lo anterior, el hecho de que la brecha que subyace a la ignimbrita Acatlán, al norte de la sierra El Madroño, fechada en 0.65 ± 0.22 Ma (Allan, 1986) que presenta fallas así como la edad del domo La Coronilla fechado en 0.66 ± 0.06 Ma el cual está sobre una de las ramificaciones de las falla el Madroño, son indicativas de una importante actividad al noroeste de la falla en el Pleistoceno. Las edades de la brecha y el domo difieren por sólo 0.1 Ma con respecto a la edad estimada de propagación de los knickpoints, parecen confirmar que parte de la topografía actual de la falla El Madroño es resultado de la actividad tectónica en el Pleistoceno. La formación y/o reactivación de las fallas en el Pleistoceno también está soportada por las características morfométricas que tienen los abanicos aluviales. Si bien el valor φ se ha relacionado con la eficiencia en el transporte de sedimento y la tasa de levantamiento tectónico (cf.Allen, 2008) este parámetro puede utilizarse para determinar la edad relativa de eventos tectónicos. En este estudio se observó que los valores φ de la falla El Madroño son superiores a los de las fallas San Marcos y Las Vigas, no obstante, que la falla El Madroño posiblemente se la que tiene una actividad más reciente y que las condiciones climáticas son similares a las operantes en la sierra Las Vigas. También, la falla el Madroño tiene mayor desnivel con respecto a las otras dos, por lo tanto, es muy probable que la tasa de levantamiento tectónico haya sido rápida y mayor con respecto a las otras dos fallas, lo cual produjo una respuesta erosiva que dio lugar a la formación de sus abanicos. Tal respuesta confirma las observaciones hechas en otros relieves extensionales donde los abanicos y su extensión responden directamente a consecuencia del fallamiento (e.g.Harvey, 2002; Densmore et al., 2004; Allen, 2008). A pesar de la diferencia de los valores φ entre las fallas estudiadas, estas contrastan significativamente con el caso de Amatlán de Cañas, donde el valor más alto en φ denota un mayor tiempo en la movilización de sedimentos y, por ende, en la edad de los abanicos. Esto se confirma por la edad en la caída en el nivel de base en Amatlán de Cañas que ocurrió ca. 4 Ma (Castillo et al., 2017), donde prevalecen condiciones climáticas similares a las fallas Las Vigas y El Madroño con precipitaciones anuales de entre 700 a 850 mm (Fernandez-Eguiarte et al., 2017).
El mapa geomorfológico fue un documento útil que permitió detallar las estructuras, coladas de lava y extensión de los depósitos de tipo endógeno como exógeno. Asimismo, permitió detectar las formas resultantes de la actividad tectónica como son los abanicos, valles fluviales y deslizamientos. Del mapa geomorfológico puede advertirse que tanto la tectónica como el volcanismo han producido importantes relieves acumulativos lo cual está evidenciado por la amplia extensión de las planicies volcánicas, lacustres y los abanicos aluviales. No obstante, una limitante que se apreció es que la edad relativa de las estructuras en el mapa geomorfológico no necesariamente coincide con el grado de disección del relieve, por lo tanto, es indispensable proveer en este tipo de relieve de la información tanto morfométrica como de un control geocronológico. Ejemplo de lo anterior es la aparente disección que existe en las sierras Las Vigas, El Madroño y San Marcos, donde una interpretación basada en el mapa indicaría que la estructura más antigua corresponde a la sierra de Las Vigas, seguida de la sierra El Madroño y el elemento más joven sería entonces con la sierra de San Marcos, la cual tiene un incipiente desarrollo de abanicos y numerosos deslizamientos a lo largo del escarpe de falla, condición denotativa de juventud del relieve. Como se mencionó anteriormente, los datos geocronológicos junto con la interpretación de la morfometría de los abanicos y la estimación del tiempo retroceso de los knic-kpoints indican que la falla El Madroño tuvo una actividad más reciente. La aparente juventud de la falla de San Marcos se explica entonces por dos causas, la primera es debido a la aridez que predomina en gran parte de la sierra misma que puede ser un factor limitante para la incisión de las lavas, debido a una reducción de la potencia fluvial (Bagnold, 1960) asociada a una baja descarga fluvial. La segunda causa se debe principalmente al levantamiento tectónico, ya que los índices geo-morfológicos de k sn , k L y SL fueron más bajos con respecto a las otras fallas, por lo tanto, la respuesta erosiva ante la tectónica (cf. Demoulin et al., 2017) es más limitada para este caso.
El uso de índices morfométricos en los lechos fluviales junto con el análisis de knickpoints permitieron interpretar la evolución del relieve en la zona norte de la JTBJ. Los resultados obtenidos de los valores k sn confirmaron que este índice guarda una estrecha relación entre la verticalidad de los canales, mismos que se correlacionan de forma positiva con las tasas de levantamiento tectónico (e.g.Kirby y Whipple, 2012), ya que se observó que tiende a reproducir los cambios de elevación a lo largo de la sierra, cuya topografía es producto directo del fallamiento. La correlación de los valores k sn con los índice k L y SL también confirma que ambos capturan la tasa de levantamiento tectónico. Para las fallas estudiadas el índice SL estuvo mejor correlacionado con el índice k sn , si bien la aplicabilidad del índice SL ha sido cuestionada ya que no incorpora el principio de equilibrio en los lechos y es sensible a cambios ante la resistencia de las rocas frente a la erosión fluvial (Goldrick y Bishop, 2007). En la zona norte de la JTBJ la homogeneidad en la composición de las rocas volcánicas que conforman las sierras, así como en las condiciones climáticas, permiten detectar los esfuerzos tectónicos con el índice SL como lo propuso originalmente Hack (1973). La respuesta erosiva frente al levantamiento tectónico también está contenida en los cambios de los valores en la IH y θn, los cuales al tener una correlación negativa con los índices k sn , k L y SL, confirman que la respuesta erosiva está en función de la tasa de levantamiento, de tal forma que en los puntos donde los valores k sn , k L y SL son altos, los ríos tienen una mayor capacidad erosiva (valores bajos en IH) y desarrollan un perfil cóncavo (incremento en los valores negativos) y que son coincidentes, en el caso de las fallas El Madroño y Las Vigas, con las dimensiones que tienen los abanicos aluviales. Tal condición parece confirmar los resultados observados en fallas del Basin and Range donde en una misma falla el relieve en la porción central alcanza una condición de equilibrio, pero se encuentra en transitoriedad en sus extremos (Densmore et al., 2007).
En este estudio se confirmó que los ríos que inciden perpendicularmente a las fallas, a pesar de su reducida área de drenaje (< 100 km2), tuvieron la propagación de knickpoints a consecuencia de la caída súbita en el nivel de base. Nuestros datos soportan los resultados obtenidos en otros relieves tectónicamente activos en los cuales los knickpoints son considerados como una señal inequívoca de la propagación de cambios en la tasa de levantamiento tectónico (e.g. Bishop et al., 2005; Crosby y Whipple, 2006; Castillo et al., 2013; Pavano et al., 2016). En el caso concreto de las fallas estudiadas pudo constatarse que estas formas transitorias, es decir los knickpoints, son capaces de retroceder en ríos con áreas de drenaje pequeñas (> 5km2). Si bien la estimación de edades de retrocesos de los knickpoint con el método analítico permitió obtener una edad con una baja incertidumbre, en este caso se observó que para un mismo sistema de fallas existe una variabilidad en el coeficiente K y el exponente m de la Ecuación 3, lo cual denota que la capacidad incisiva de los ríos es distinta incluso en una sola falla, con el mismo tipo de roca y con condiciones climáticas similares. Ello implica que el coeficiente K y el exponente m llevan de forma implícita las condiciones de geometría y gradiente de los canales y, por lo tanto, es más conveniente tratarlos como parámetros libres como lo utilizaron Crosby y Whipple (2006) y como fueron considerados en este estudio. Este último punto requiere de un análisis con mayor detalle de la hidráulica y topografía de los lechos fluviales.
Con base en el análisis morfológico, datos geoquímicos y geocronológicos se puede concluir que el vulcanismo en el área de estudio data desde hace ~4 a 5 Ma para las tres sierras mencionadas (Figura 1B). El tipo de estructuras volcánicas para este tiempo probablemente fueron volcanes poligenéticos de medianas dimensiones (con base en los remanentes de tales estructuras de la Figura 3), probablemente similar a los volcanes Ajusco y Cerro Gordo, localizados en la Cuenca de México, ya que son de mucho mayor tamaño que un volcán monogenético, pero menor a los grandes estratovolcanes como el Popocatépetl o Iztaccíhuatl. Los magmas que dieron origen a estos volcanes de medianas dimensiones fueron de composición relativamente máfica (andesita basáltica a andesítica) con afinidad calci-alcalina (Figuras 10 y 12). El vulcanismo dentro del sector norte del graben de Colima, está manifestado por la formación de estructuras volcánicas monogenéticas, de composición andesítica y dacítica de afinidad calci-alcalina (Figuras 10 y 12). La actividad volcánica reciente es más evolucionada, representada por el domo riolítico La Coronilla con una edad de 0.66 Ma.
