Petrologic and geochemical evolution of a topaz–bearing dome complex in the San Luis Potosi volcanic field (Mexico)

Rodolfo Rodríguez–Ríos^{1, 2}*, Alfredo Aguillón–Robles² y Jacques L. Leroy³

¹ Facultad de Ingeniería, Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Av. Dr. Manuel Nava No. 8, Zona Universitaria, 78240 San Luis Potosí, S.L.P., México. * rrios@uaslp.mx

² Instituto de Geología, Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Av. Dr. Manuel Nava No. 5, Zona Universitaria, 78240 San Luis Potosí, S.L.P., México.

³ Université Henri Poincaré–Nancy 1, UMR G2R, BP 239, F 54506–Vandoeuvre–lés–Nancy cedex, France.

Manuscrito recibido: Septiembre 25, 2006
Manuscrito corregido recibido: Junio 13, 2007
Manuscrito aceptado: Junio 18, 2007

RESUMEN

Las riolitas con topacio (Al₂SiO₄F₂) se encuentran ampliamente distribuidas en la Mesa Central de México, muy cerca del borde oriental de la Sierra Madre Occidental (en los estados de Durango, Zacatecas y San Luis Potosí), mientras que en el oeste de los E.U.A. se observan en los dos bordes de la Meseta del Colorado, así como en el "Rift" del Río Grande. Estas riolitas están caracterizadas por un enriquecimiento en flúor (F > 0.2 % en peso) y presentan topacio que ha cristalizado como resultado de un proceso post–magmático.

En el Campo Volcánico de San Luis Potosí (CVSLP), los domos El Gato (DEG) y Cerro Silva (DCS) están constituidos principalmente por riolitas con topacio (Riolita San Miguelito). Estas estructuras volcánicas son asociadas a la tectónica extensional que se desarrolló en el centro de México durante el Terciario medio. La Riolita San Miguelito corresponde a un episodio magmático silícico, subalcalino y peraluminoso, que está asociado a uno de los eventos de formación del CVSLP. Esta unidad contiene entre 25 y 30% de fenocristales, con fases minerales de feldespato potásico ~18.7%, cuarzo ~7.7%, plagioclasa ~2.4%, y biotita ~1.2%.

Las riolitas con topacio del CVSLP (DEG y DCS) contienen valores altos de SiO₂ que varían entre ~76.8 y ~79.6 % en peso y un contenido en álcalis de ~6.9 a ~8.5 % en peso, así como un carácter fuertemente potásico. Se puede observar también un enriquecimiento de elementos litófilos de ión grande (LILE por sus siglas en inglés), un empobrecimiento en elementos compatibles con feldespatos (Ba, Sr y Eu) y una anomalía negativa en Eu.

Las riolitas topacíferas del CVSLP parecen haber evolucionado a partir de un proceso de fusión parcial de una fuente granulítica residual de la corteza continental precámbrica. De acuerdo al modelo propuesto, la presencia de magmas máficos contemporáneos a través de la corteza produjo volúmenes pequeños de fusión parcial de la corteza, incluyendo la descomposición de cantidades pequeñas de biotita rica en flúor (originando la riqueza en flúor de estas rocas). Un ambiente tectónico extensional permitió a estos grupos pequeños de magma ascender desde la corteza inferior, sin una contaminación importante con los magmas máficos contemporáneos. Cristalización fraccionada subsecuente dio lugar a las características geoquímicas peculiares en elementos traza de estas riolitas.

ABSTRACT

Topaz–bearing rhyolites are widely spread throughout the Mesa Central of Mexico, quite near to the eastern limit of the Sierra Madre Occidental Volcanic Province (Durango, Zacatecas and San Luis Potosí states), whereas in the western part of the USA, they are situated at both sides of the Colorado Plateau and the Rio Grande Rift. These rhyolites are characterized by fluorine enrichments (F >0.2 wt.%) and by the presence of topaz that have crystallized due to post–magmatic processes.

In the San Luis Potosí Volcanic Field (SLPVF), topaz–bearing rhyolites (San Miguelito rhyolite) mainly comprise the El Gato (DEG) and Cerro Silva (DCS) domes. These volcanic structures are associated to the extensional tectonics, which developed in the central part of Mexico during the mid–Tertiary. The San Miguelito rhyolite corresponds to a peraluminous, subalkaline, silicic magmatic episode associated to one of the events forming the SLPVF. The San Miguelito rhyolite contains between 25 and 30% of phenocrysts, this being the quantitative proportion of potassium feldspar ~18.7%, quartz ~7.7%, plagioclase ~2.4%, biotite ~1.2% mineral phases.

The SLPVF (DEG and DCS) topaz–bearing ryholites present high contents of SiO2, which vary from ~76.8 to ~79.6 wt.% and an alkalies content of ~6.9 to ~8.5 wt.%, as well as strong potassic character. Rhyolitic lava flows also show an enrichment of large ion lithophile elements (LILE), a depletion in elements compatible with feldspars (Ba, Sr, and Eu) and a negative anomaly in Eu.

The SLPVF topaz–bearing rhyolites seem to have originated by partial melting of a residual granulitic source from the Precambrian continental crust. In accordance with the model proposed, the presence of contemporary mafic magmas throughout the crust produced small volumes of partial crustal melts, including the breakdown of small amounts of fluorine–rich biotite that gave rise to the high fluorine concentration in these rocks. An extensional tectonic environment allowed these small groups of magma to ascend from the lower crust, without a significant contamination with the contemporary mafic magmas. Subsequent fractional crystallization gave way to the peculiar geochemical features of trace elements.

Key words: topaz–bearing rhyolites, domes, partial melting, fractional crystallization, crustal melting, granulite, San Luis Potosi volcanic field, Mexico.

INTRODUCCIÓN

Las riolitas ricas en flúor en la zona de estudio parecen estar asociadas a un vulcanismo eminentemente efusivo, lo cual favorece su tendencia a formar grandes complejos de domos y flujos de lava. Además, el flúor baja la viscosidad del magma, lo cual promueve la extrusión a partir de cámaras magmáticas someras y la formación de estructuras dómicas (Manning, 1981).

Con el fin de llegar a conocer mejor este tipo de rocas en México, en este trabajo se presentan los estudios petrográficos, geoquímicos y petrológicos realizados en las riolitas con topacio que conforman los domos El Gato (DEG) y Cerro Silva (DCS). Se presenta igualmente una interpretación cuantitativa de los análisis químicos de las riolitas topacíferas de la región con el fin de caracterizar y conocer los procesos petrogéneticos que tuvieron lugar.

Los datos geoquímicos presentados en este estudio son inéditos ya que formaron parte de la tesis doctoral de Rodríguez–Ríos (1997), y aunque algunos de ellos habían sido también publicados en Leroy et al. (2002; ver Tabla 1), la utilización de los datos se presenta de manera diferente, ya que Leroy et al. (2002) los utilizaron solamente como apoyo secundario para explicar el origen y condiciones de crecimiento de los topacios.

MARCO GEOLÓGICO REGIONAL

El Campo Volcánico de San Luis Potosí (CVSLP) está constituido principalmente por rocas félsicas que pertenecen a la Provincia Volcánica de la SMO, la cual se extiende desde la Faja Volcánica Transmexicana (o Cinturón Volcánico Mexicano) en el sur, hasta los E.U.A., con una dirección noroeste y una anchura promedio de 200–300 km (Figura 1). Esta provincia magmática (SMO), considerada la provincia ignimbrítica más grande del mundo, está compuesta en su base por rocas básicas a intermedias (Super Grupo Volcánico Inferior, McDowell y Keizer, 1977) con una edad de alrededor de 45 Ma. Posteriormente, lo cubre un paquete félsico (Super Grupo Volcánico Superior), que en algunos lugares comprende más de 1,000 metros de espesor de rocas volcánicas extravasadas en un intervalo de tiempo corto durante el Oligoceno (32–26 Ma). El paquete superior se encuentra constituido principalmente por ignimbritas riolíticas y riodacíticas, así como por derrames de lava riodacíticos y riolíticos formando estructuras dómicas extravasadas por numerosos centros de emisión (McDowell y Keizer, 1977). Los nuevos datos geológicos (40Ar/39Ar, mapeo geológico y estructurales) para la parte sur de la SMO (sur del Trópico de Cáncer, latitud 23°30'N; Figura 1), demuestran que gran parte de esta provincia volcánica fue construida en dos episodios explosivos, en el Oligoceno (31.5–28 Ma) y Mioceno temprano (23.5–20 Ma), y que la deformación extensional ocurrió principalmente antes del desplazamiento de Baja California hacia la placa Pacífico (Ferrari et al., 2002).

Estudios isotópicos indican escenarios contrastantes para la generación del volcanismo oligocénico en la SMO. Como ejemplo se puede citar: Cameron et al. (1980b) sugirieron que la cristalización fraccionada de magmas máficos con relativamente pequeña interacción cortical generó las ignimbritas del Oligoceno en Chihuahua, mientras que Verma (1984) calculó valores de involucramiento de la corteza hasta de 80% para las ignimbritas oligocénicas en Zacatecas; Ruiz et al. (1988) abogaron por un mayor involucramiento de la corteza a través de un proceso de anatexis. Por otra parte, provincias magmáticas como la SMO son generalmente relacionadas a rompimiento continental con variable interacción de plumas del manto (Pankhurst et al., 2000), lo cual provee suficiente energía termal para adelgazar la litósfera continental y eventualmente fundir la corteza.

La extensión en la Mesa Central (CVSLP) comenzó antes del emplazamiento de las riolitas con topacio; esto es apoyado por cambios geoquímicos en los magmas, así como por el emplazamiento de grandes volúmenes de lava, principalmente como domos, en cercana relación con las fallas mayores de los grabens (Orozco–Esquivel et al., 2002). Con base en esto podemos deducir que el emplazamiento de los magmas en el CVSLP fue controlado por características extensionales, determinando la distribución espacial de los flujos de lava y domos a lo largo de fallas y fracturas con una dirección predominante N45°O, asociadas al evento principal de la extensión. En la región de San Luis Potosí, la primera evidencia clara de extensión es el emplazamiento de los domos de la Riolita San Miguelito y diques controlados por un sistema de fallas, lo cual implica una fase extensional de alrededor de 30 Ma (Nieto–Samaniego et al., 1999). La extensión y el magmatismo continuaron, de manera discontinua, con volcanismo alcalino asociado a la tectónica extensiva durante el Mioceno y Cuaternario.

Los datos de edades disponibles para estas riolitas en México son limitados e indican un estrecho intervalo de edad de las erupciones de alrededor de los 30 Ma (Huspeni et al., 1984; Aguillón–Robles et al., 1994), y aproximadamente coinciden con un periodo de extensión y un flujo de calor alto (Clark et al., 1982).

MÉTODOS ANALÍTICOS

Los domos fueron muestreados sistemáticamente en los flujos principales de lava. Trece muestras fueron seleccionadas (8 del DEG y 5 del DCS) como representativas de los diferentes niveles (Figura 3) para su posterior estudio petrográfico, en microsonda electrónica, así como para análisis químicos de elementos mayores y traza, incluyendo los elementos de las Tierras Raras (REE por sus siglas en inglés).

El estudio petrográfico se realizó en el Laboratorio de Sistemas Hidrotermales de la Universidad Henri Poincaré–Nancy 1, Francia. Los microanálisis químicos de los minerales se determinaron usando una microsonda electrónica Cameca SX–50, perteneciente al Servicio Común de Microanálisis para Microsondas Electrónicas de la misma universidad.

Los análisis químicos en roca total de elementos mayores (Tabla 1) y traza (Tabla 2) fueron realizados en el Servicio de Análisis de Rocas del CNRS (CRPG Nancy, www.crpg.cnrs-nancy.fr/SARM) en Francia. Se usó la técnica de espectrometría de emisión atómica con plasma acoplado por inducción (ICP–AES) para el análisis de elementos mayores, mientras que los elementos traza, REE y el flúor se determinaron por medio de espectrometría de masas con plasma acoplado por inducción (ICP–MS). La fusión de la muestra fue realizada con LiBO₂ y diluida en HNO₃. Los controles de calidad están basados en materiales de referencia detallados en Govindaraju (1984). La precisión y exactitud de los análisis de elementos mayores variaron entre 1–5% y de elementos traza y REE entre 5–20%, dependiendo del elemento y su nivel de concentración en la muestra. Los límites de detección se presentan en las Tablas 1 y 2 para elementos mayores y traza, respectivamente.

GEOQUÍMICA Y PETROLOGÍA

Aunque diferencias pequeñas se pueden observar entre los domos, las lavas que forman estas estructuras se encuentran totalmente en el dominio de las riolitas (Figura 4). Las composiciones de elementos mayores así como la norma CIPW que caracterizan estas riolitas son listadas en la Tabla 1. Las rocas del DEG y DCS son generalmente ricas en SiO2 (~76.8 a ~79.6% en peso), presentan contenidos altos de Al₂O₃ (~11.2 a ~13.1% en peso), y de álcalis (~6.9 < Na₂O+K₂O < ~8.5% en peso), así como relaciones K₂O/Na₂O elevadas (>1). Se observa para las rocas estudiadas un carácter subalcalino (Figura 4), así como un carácter fuertemente potásico, mientras que la peraluminosidad de estas rocas está confirmada por la presencia de corindón normativo (Tabla 1).

Los valores de flúor (Tabla 2) han sido analizados en las dos estructuras dómicas, y sus contenidos varían entre 0.17 y 0.35% para el DEG y entre 0.06 y 0.25% para el DCS. Las composiciones de elementos traza incompatibles o elementos litófilos de ión grande (LILE: Be, Nb, Rb, Cs, Y, U, Th, Ta y Sn) de estas riolitas (Tabla 2) son altas, mientras que las de elementos traza compatibles con feldespatos (Eu, Sr y Ba) son bajas, siendo las características típicas de estas rocas.

El diagrama de multielementos (Figura 5) presenta, tanto en el DEG como en el DCS, anomalías negativas muy marcadas de Ba, Sr y Eu, lo que podría indicar una cristalización fraccionada inicial en la cámara magmática. La anomalía negativa típica de Eu se debe probablemente al fraccionamiento de la plagioclasa. Los patrones de los elementos de las Tierras Raras (REE; Figura 6), normalizadas a condrita C1, muestran una distribución con relativamente poco enriquecimiento de Tierras Raras ligeras (LREE) en comparación con las Tierras Raras pesadas (HREE). Despliegan generalmente relaciones (La/Yb)_n= 1.4–3.8 en el DEG y (La/Yb)_n= 1.5–9.1 en el DCS, así como Eu/Eu* = 0.015–0.09 en el DEG y Eu/Eu* = 0.04–0.08 en el DCS (Tabla 2), donde Eu* = √(Sm_n × Gd_n). La característica más notable en el patrón de REE es la presencia de una anomalía negativa en Eu (Tabla 2; Figura 6).

Desde el punto de vista macroscópico existe poca diferencia entre las rocas de ambos domos riolíticos. Su color es generalmente gris a gris claro. Todas las muestras presentan una textura porfirítica, con fenocristales de cuarzo y sanidino de entre 1 y 4 mm (Tabla 3).

La plagioclasa se observan en menor proporción que el feldespato potásico y el cuarzo, generalmente formando cristales subhedrales, maclados y aislados en la matriz. Su composición es la siguiente: DEG Ab_75.8–77.4, An_15.9–17.6 y Or_5.4–6.6 y DCS Ab_64.5–76.7, An_16.2–30.6 y Or_4.8–7.5 (Tabla 4; Figura 7). La plagioclasa de estas rocas es principalmente oligoclasa con alto contenido albítico, lo que es acorde con los estudios de Barton (1982) que indican que la plagioclasa cálcica es incompatible con el topacio, especialmente si está asociada a feldespato potásico.

La biotita en estas riolitas generalmente presenta altos contenidos de Fe, lo cual se ve reflejado en las altos valores de X_Fe (molar Fe²+/(Fe²++Mg); Tabla 4) de los magmas, indicando posiblemente condiciones de relativamente bajas fugacidades de oxígeno en este tipo de magmas (Christiansen et al., 1986). La biotita constituye la fase mineral menos abundante en todas las muestras observadas, los cristales son tabulares, algunas veces corroídos y cloritizados; su tamaño varía de 0.5 a 1.0 mm. Los minerales del tipo óxidos de Fe (hematita) son poco abundantes y las fases accesorias incluyen principalmente circón. Junto con el topacio, la casiterita y en ocasiones especularita se observan a lo largo de fracturas, cavidades y dentro de la matriz de estas riolitas. Estos minerales son el resultado de la cristalización de una fase de vapor liberada de las lavas durante el enfriamiento y desvitrificación, y generalmente el topacio refleja la actividad del flúor en los magmas (Christiansen et al., 1986).

Los fluoruros alcalinos son conocidos por ser más estables con las HREE que con las LREE, sugiriendo que los patrones de REE de las riolitas topacíferas de la zona de estudio (DEG y DCS) pueden resultar de la acumulación de flúor y HREE en las partes frías superiores de las cámaras magmáticas evolucionadas. El enriquecimiento sustancial de Be, Rb y U en las riolitas con topacio de la zona de estudio pudo también haber sido ocasionado por tales procesos, ya que estos elementos muestran una fuerte afinidad por el flúor en ambientes magmáticos e hidrotermales (Bailey, 1977).

La alta concentración en K de estas rocas podría estar ligada a un grado bajo de fusión de la corteza, dando lugar a un enriquecimiento del líquido en elementos incompatibles (Kay et al., 1991). La descomposición de biotita en la fuente puede explicar también el contenido elevado de K en este tipo de rocas (Chalot–Prat, 1995).

DISCUSIÓN

Antes de discutir el origen de las riolitas de topacio del CVSLP se revisan las principales características geológicas que han sido presentadas por diferentes autores sobre la génesis de este tipo especial de rocas félsicas.

En el área de estudio (CVSLP), esta corteza precámbrica subyacente no está aún bien definida. Schaaf et al. (1994) reportaron xenolitos de granulita en basaltos jóvenes al oriente del CVSLP, esto es evidencia de corteza inferior de este tipo en la zona. Además, cuatro granulitas de esta misma zona definieron una línea isócrona de regresión en un diagrama Sm–Nd, dando una edad de 1,248 ± 69 Ma y un valor de εNd de +2.3; esto da evidencia de una corteza inferior de composición básica a intermedia durante el Proterozoico medio ahora situado debajo del Estado de San Luis Potosí (Schaaf et al., 1994).

Una segunda característica es que las riolitas con topacio son comunes en áreas de extensión regional y corteza adelgazada. Estas áreas de extensión son zonas de sismicidad elevada, alto flujo regional de calor y volcanismo basáltico abundante derivado del manto (Smith, 1978). De este modo, el magma basáltico puede ser una fuente de calor para la fusión parcial de la corteza continental y la sucesiva formación de magmas riolíticos (Hildreth, 1981). La extensión regional en la zona de estudio (CVSLP), así como el magmatismo basáltico de edad oligocénica, están fuera de duda de acuerdo con las relaciones de campo. Además, existen evidencias de xenolitos de basaltos en el domo Cerro Reina en el CVSLP.

Uno de los aspectos más importantes de la petrogénesis de las riolitas con topacio es probablemente la concentración de flúor y elementos litófilos en una zona inactiva ("estancada") en las cámaras del magma silícico (Kovalenko y Kovalenko, 1976). Esta característica generalmente ha sido atribuida a flujos ascendentes y acumulación de volátiles y metales complejos en una fase de vapor separada. La descomposición en la cámara magmática de cantidades pequeñas de biotita rica en flúor, puede también producir cantidades de líquidos aluminosos ricos en flúor (probablemente en el orden de 0.2 % en peso de flúor), que pueden evolucionar para producir riolitas con topacio (Christiansen et al., 1986).

Con base en los datos geoquímicos de este estudio, a continuación presentaremos algunos argumentos sobre los principales procesos petrogenéticos que dieron lugar a estos magmas:

1) Fusión parcial de corteza precámbrica. La génesis de los magmas riolíticos ricos en flúor presumiblemente comienza con un bajo grado de fusión parcial de rocas de una corteza inferior precámbrica. Episodios tardíos de fusión pueden implicar la destrucción de biotita y posiblemente anfíbol, minerales enriquecidos en flúor y elementos litófilos. La fusión parcial es sólo la primera etapa de la petrogénesis de las riolitas con topacio, las etapas tardías son menos conocidas, pero pueden incluir zonas someras de cambios composicionales (procesos de diferenciación, probablemente cristalización fraccionada, asimilación, deshidratación debido a un volcanismo piroclástico) durante el ascenso de los magmas a través de la corteza, así como importantes procesos de cristalización fraccionada en una cámara magmática cercana a la superficie (Christiansen et al., 1986).

Variables grados de fusión parcial de una fuente uniforme pueden producir posiblemente la variación (con un factor de 2 ó más; ver Tabla 2) observada en los elementos traza incompatibles (Ba, Nb, Th, Sr, Rb, Ta, Zr, etc.) sin cambios sustanciales de la química de los elementos mayores del líquido (por ejemplo, SiO₂ de 76.8% a 79.6%; ver Tabla 1).

En nuestra zona de estudio (DEG y DCS), el Ba y Sr se incrementan con el contenido de sílice (Figura 8a, 8d), esto parece incompatible con la cristalización fraccionada si los feldespatos estuvieron involucrados como una fase mineral importante a ser fraccionada. Por su parte, el Nb y Ta decrecen con el aumento de sílice (Figura 8b y 8h), lo cual indica más bien efectos de procesos de fusión parcial. En realidad, estos cambios podrían estar relacionados con la naturaleza heterogénea de la corteza. El parámetro (La/Yb)n se incrementa con el contenido de sílice (Figura 8j).

Orozco–Ezquivel et al. (2002), con base en el comportamiento de elementos traza (Ba, Sr, Nb, Ta, Rb y Th) y las relaciones isotópicas Sr y Nd propusieron un modelo de fusión parcial en condiciones de desequilibrio de la corteza, en la que denominaron rocas de la secuencia superior del CVSLP (rocas en las que se agrupan las riolitas con topacio). Los puntos negros en la Figura 8 indican muestras de la secuencia superior de Orozco–Ezquivel et al. (2002), en donde se puede observar un comportamiento similar con las muestras aquí reportadas, lo que podría indicar procesos de fusión parcial en la riolitas topacíferas de la zona de estudio.

Los valores de δ¹⁸O (10.9–12.5) en tres muestras del Cerro Lobo, pertenenciente al CVSLP, reportados por Webster et al. (1996) son incompatibles con una significante contribución de material del manto, siendo más consistentes con la generación por fusión de material cortical. Esto nos conduce a pensar en procesos de fusión parcial de una corteza precámbrica que originaron este tipo de rocas en la zona de estudio. Este tipo de modelos corticales para la génesis de las riolitas e ignimbritas de la SMO ha sido propuestos por Verma (1984) y Ruiz et al. (1988).

Para apoyar la presencia de cristalización fraccionada posterior al proceso de fusión parcial de la corteza, se puede utilizar el comportamiento de los elementos traza (Eu, Ba y Sr) compatibles con feldespatos y sanidino. Las riolitas con topacio en el CVSLP tienen concentraciones muy bajas de Eu, Sr y Ba (Figura 5), lo cual sugiere cierto grado de diferenciación en las últimas etapas de evolución en estos magmas.

Los patrones de REE también proveen evidencia de diferenciación importante en términos de su gran anomalía negativa en Eu (Figura 6; Tabla 2). Esta anomalía en las rocas de los DEG y DCS sugiere una evolución significativa del magma y fraccionamiento substancial de la plagioclasa y feldespato potásico ocurrida en profundidades someras. Los datos de coeficientes de partición para plagioclasa y feldespato potásico en magmas ácidos compilados por Rollinson (1993) y Torres–Alvarado et al. (2003) apoyan este proceso. Estas anomalías negativas en Eu apoyan también la existencia de cristalización fraccionada en estos magmas, posterior a la formación del magma original, lo cual es consistente con la conclusión de Huspeni (1984) que la diferenciación extrema de las riolitas con Sn en el NW de México (Figura 6) es el resultado de este proceso petrogénetico. La magnitud de la anomalía en Eu en la plagioclasa se incrementa al disminuir la fugacidad de oxígeno, y es acompañada con la disminución de la temperatura (Hanson, 1978), lo cual es consistente con las riolitas con topacio de la región en lo que se refiere temperatura, ya que dentro del CVSLP (Cerro Lobo), se ha calculado una temperatura entre los 659° y 744°C para las riolitas topacíferas (Webster et al., 1996). El uso del geotermómetro de dos feldespatos indica temperaturas de cristalización entre 600 y 850°C para este tipo de riolitas en el oeste de los E.U.A (Christiansen et al., 1980). El intervalo de temperatura es similar al determinado para otras riolitas con estaño de la Sierra Madre Occidental (Huspeni et al., 1984).

Usando las concentraciones de elementos mayores de las rocas (Tabla 1) y minerales de las riolitas en estudio (Tabla 4), se efectuaron cálculos de balance de masa con el fin de evaluar los posibles procesos de cristalización fraccionada (CF) que contribuyeron a la evolución química de las riolitas con topacio del DEG y DCS, una vez generados los magmas con menor contenido de SiO₂ por fusión parcial de la corteza. Estos cálculos se realizaron usando el programa de cómputo SIMOCF (Verma et al., 1998). Una síntesis de los resultados del modelo de cristalización fraccionada realizado se presenta en la Figura 9. De acuerdo con la metodología descrita en Verma et al. (1998), los cálculos inician con la ordenación de las rocas con base en su concentración de SiO2 (datos ajustados al 100% en base anhidra) para determinar los pares de roca posiblemente relacionados por el proceso de CF. Dos modelos probables fueron calculados, involucrando primero combinaciones de dos minerales (plagioclasa y feldespato potásico, o plagioclasa y biotita) y después combinaciones de tres minerales (plagioclasa, feldespato potásico y biotita). La Figura 9 muestra las proporciones de los minerales que pudieran haber intervenido en el proceso de CF y la diferencia en el balance de masa (residuales = res² en la Figura 9), donde res² es un indicador de la validez del modelo para esa combinación de minerales y para ese par de rocas. De esta manera, podemos observar que para el primer par de rocas modeladas (DEG/5–DEG/9), la mejor solución (menor residual) se encontró para la combinación de dos minerales (plagioclasa y feldespato potásico), en donde res² = 0.213.

El modelo de CF presentado en la Figura 9 puede ser considerado aceptable dado que los residuales nunca rebasan el 4%. Así mismo, se puede observar que los pares de roca pertenecientes al mismo domo presentan res²<1, mientras que los pares de roca de diferente domo presentan res² ligeramente más grandes que 1, lo cual podría representar pequeñas diferencias entre los magmas iniciales en los domos. Con base en este modelo podemos inferir que la cristalización fraccionada pudo haberse presentado en las últimas etapas de la formación de estas rocas. El cálculo del balance de masas de elementos mayores sugiere que las principales fases fraccionadas fueron sanidino, plagioclasa y biotita.

3) Fraccionamiento líquido. Procesos como la difusión termogravitacional, inmiscibilidad líquida, o transporte en fase de vapor (Christiansen et al., 1984) podrían intervenir en la evolución de los magmas silícicos. La evolución de silicatos inmiscibles y líquidos de fluoruros es posible en magmas ricos en flúor, ya que teóricamente puede jugar un importante papel en la evolución de los elementos traza de los magmas. Sin embargo, las concentraciones de flúor en mezclas de hidrosilicatos aluminosos deben de tener en promedio 2.5–4% en peso para ongonitas (Kovalenko y Kovalenko, 1976) antes que la inmiscibilidad ocurra. Ya que el flúor es parcialmente perdido durante la desvitrificación de los vidrios riolíticos (Christiansen et al., 1986), los porcentajes de flúor reportados aquí (0.17–0.35% para el DEG y 0.06–0.25% para el DCS; ver Tabla 2) tal vez no reflejen la composición original del magma, pero se considera que nos dan información acerca de su relativa abundancia. En base a esto podemos inferir que esos niveles altos de concentración de flúor generalmente no se alcanzaron en el DEG y DCS, y parece ser que la inmiscibilidad líquida del silicato jugó un papel insignificante en la evolución de estas lavas.

CONCLUSIONES

El estrecho intervalo de edades de estas rocas (alrededor de 30 Ma; Huspeni et al., 1984; Aguillón–Robles et al., 1994) coincide con el clímax del volcanismo del Terciario medio en la SMO, así como con un periodo de extensión y un flujo de calor alto (Clark et al., 1982). Los domos El Gato (DEG) y Cerro Silva (DCS) se encuentran constituidos principalmente por riolitas con topacio. No existen trazas de una actividad explosiva evidente; por lo tanto, podemos considerar que la formación de estas estructuras estuvo asociada a una fase de erupción efusiva bastante continua y que ellos fueron simplemente alimentados a través de un conducto.

La principal característica macroscópica de estas riolitas es la presencia de topacio, lo cual indica un enriquecimiento en flúor del magma original (F>0.20%). Los datos geoquímicos de este estudio indican que las riolitas con topacio de este complejo de domos son altamente diferenciadas, ricas en K, subalcalinas, peraluminosas, y enriquecidas en flúor. Las anomalías negativas en Eu y las temperaturas relativamente bajas de estas riolitas apoyan la posibilidad de una diferenciación en cámaras magmáticas someras, así como las condiciones de baja fugacidad de oxígeno en estos magmas.

Se concluye que para los domos riolíticos topacíferos del CVSLP (DEG Y DCS), el principal proceso petrogenético es la fusión parcial de una corteza precámbrica, la cual sería la fuente del flúor y de los elementos litófilos. Esta fusión ocurre cuando las temperaturas llegan a ser lo bastante altas para inducir el rompimiento de minerales hidratados, como la biotita. Esto es seguido de procesos de diferenciación durante el ascenso del magma a la superficie (como la cristalización fraccionada), lo cual podría indicar pequeñas diferencias de un domo a otro. Aunque las pequeñas diferencias observadas en la composición de los magmas podrían deberse también a heterogeneidad química de la corteza, el subsecuente fraccionamiento en cámaras magmáticas someras de regular tamaño es indicado por la erupción de moderados volúmenes de estas riolitas durante cortos periodos de tiempo.

AGRADECIMIENTOS

El presente trabajo forma parte de la investigación de la tesis doctoral del primer autor, realizado en la Université Henri Poincaré Nancy–1 en Francia, dentro del programa conjunto entre el gobierno mexicano (CONACYT) y gobierno francés (SFERE). Durante los trabajos de campo se contó con la asistencia logística del Instituto de Geología de la UASLP. Los análisis químicos se realizaron en el CRPG (Centre de Recherches Pétrographiques et Géochimiques) en Francia.

Se agradece a los revisores del presente artículo, el Dr. Ignacio Torres Alvarado y otro anónimo, por las críticas y sugerencias al mismo, ya que ayudaron a mejorar notablemente el escrito final. Se hace extensivo el agradecimiento al Dr. Surendra P. Verma, por sus comentarios, sugerencias y discusiones durante la elaboración del artículo.

REFERENCIAS

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