Petrologic and geochemical evolution of the Oligocene bimodal volcanism in the San Luis Potosí volcanic field (Mexico)

Rodolfo Rodríguez–Ríos^{1 2 †} y Juan Manuel Torres–Aguilera ³

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. † Fallecido el 27 de julio, 2009.

² Instituto de Geología, Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Av. Dr. Manuel Nava No. 8, Zona Universitaria, 78240 San Luis Potosí, S.L.P., México.

³ Posgrado en Geología Aplicada, 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.

Manuscrito recibido: Abril 3, 2009
Manuscrito corregido recibido: Julio 24, 2009
Manuscrito aceptado: Julio 27, 2009

RESUMEN

El presente trabajo reporta datos de campo, petrográficos y geoquímicos (elementos mayores y traza, incluyendo elementos de las Tierras Raras) de una ignimbrita riolítica (Riolita Panalillo, Trp) de edad Oligoceno tardío, la cual se extravasó concurrentemente con lavas de composición intermedia (basalto La Placa, Tbp) dentro del campo volcánico de San Luis Potosí (CVSLP), y más específicamente dentro de la estructura conocida como graben de Bledos. Las dos unidades volcánicas estudiadas (Trp y Tbp) pertenecen a un evento de vulcanismo oligocénico, con un rango de edad restringido entre 27 y 28 Ma. Este vulcanismo es principalmente de tipo subalcalino y forma una serie típicamente bimodal con rocas que son principalmente andesita basáltica e ignimbrita riolítica. El ambiente tectónico de la región es básicamente distensivo y se encuentra asociado a la extensión ocurrida durante el Oligoceno. La ignimbrita riolítica (Trp) tiene un carácter subalcalino e hiperaluminoso. Los patrones normalizados de Tierras Raras muestran una anomalía negativa en Eu para la unidad de ignimbrita riolítica (Trp), lo cual sugiere un proceso de cristalización fraccionada de plagioclasa. Esto es apoyado también por el comportamiento de algunos elementos como el Sr, Ba, y Ti. Además, las relaciones Rb vs. Y+Nb sugieren un ambiente de intraplaca. La mineralogía de esta ignimbrita es relativamente sencilla, y se compone principalmente de: feldespato potásico > cuarzo > plagioclasa > minerales opacos. En lo que respecta a las lavas intermedias (Tbp), éstas tienen un carácter subalcalino, y difieren de la ignimbrita riolítica en su carácter metaluminoso. No presentan anomalía de Eu y su patrón de elementos de las Tierras Raras es sólo levemente enriquecido en elementos de las Tierras Raras ligeras y más bien plano. El comportamiento de algunos elementos traza como el Sr, Ba, Rb, Nb, y Th, sugiere que la fusión parcial del manto superior jugó un papel importante en la génesis de estos magmas. De igual manera, las relaciones Ti/Y–Zr/Y y Zr–Zr/Y muestran un ambiente tectónico de intraplaca. El análisis petrográfico de estas lavas muestra que sus principales minerales son: plagioclasa > olivino > óxidos de Fe–Ti > cuarzo. Los datos combinados de campo, petrográficos, geoquímicos, así como las edades de estas unidades, sugieren que la ignimbrita riolítica y las lavas intermedias están asociadas tanto espacial como temporalmente y pueden ser consideradas como un grupo en el CVSLP. Posibles procesos de mezcla de magmas son además evidenciados por la presencia de anillos de reacción en cristales de plagioclasa de la unidad Tbp, así como aureolas de reacción en olivino y fragmentos de roca máfica en la unidad Trp. También es importante mencionar la posibilidad de que estas unidades sean comagmáticas.

Palabras clave: vulcanismo bimodal, tectónica extensional, fusión parcial, cristalización fraccionada, Oligoceno, México.

ABSTRACT

Key words: Bimodal volcanism, extensional tectonics, Oligocene, partial melting, fractional crystallization.

INTRODUCCIÓN

La presencia de magmatismo bimodal en el campo volcánico de San Luis Potosí (CVSLP) ha sido reportada en varios trabajos, entre los que destaca el de Barboza–Gudiño y López–Doncel (2001), quienes mencionaron la presencia de riolita y basalto asociados a una tectónica distensiva que produjo fisuras con orientación NW, en la porción norte del CVSLP (Llanos del Carmen). Rodríguez–Ríos et al. (2003) y Rodríguez–Ríos y Torres–Hernández (2005) reportaron secuencias bimodales en la zona de San Francisco y Tepetate del CVSLP, en donde observaron ignimbritas de composición riolítica (Riolita Panalillo–Trp; 26.8 ± 1.3 Ma) en contacto con basalto (basalto La Placa–Tbp; 27.2 ± 0.6 Ma); ambos tipos de roca tienen edades muy similares y características típicas de vulcanismo bimodal. Con base en la información existente, es claro que el vulcanismo con características bimodales estuvo presente durante buena parte del Terciario en el CVSLP, por lo que se infiere que las condiciones que lo generaron pudieron estar presentes en toda la región.

La característica principal de vulcanismo bimodal es la coalescencia en tiempo y espacio de magmas félsicos y máficos provenientes probablemente de una misma fuente y emplazados a través de un sistema de fallas. Los estudios realizados también presentan pruebas geoquímicas de que los dos principales procesos petrogenéticos que actuaron en la formación de estas rocas son la cristalización fraccionada y la fusión parcial del manto superior y corteza inferior. Sobre este punto existe un debate dado que algunos trabajos señalan que los magmas riolíticos son el producto de la fusión parcial o total de rocas corticales (e.g., Ruiz et al., 1988; Orozco–Esquivel et al., 2002) mientras que otros trabajos (e.g., Nimz et al., 1993) muestran evidencias que indican que estas rocas son el producto de la cristalización fraccionada de magmas generados en el manto con cierto grado de contaminación de material cortical. Por lo tanto, la relación petrogenética de magmas silícicos asociados a magmas máficos es todavía pobremente entendida. Diversos autores han estudiado este fenómeno; a continuación mencionaremos algunos de los trabajos que consideramos importantes sobre el tema, tanto en México como en los E.U.A.

Hildreth (1981) mencionó que los sistemas de magmas silícicos comúnmente se inician con el emplazamiento de magma basáltico dentro de la corteza y que, en la mayoría de los casos, hay evidencias de vulcanismo basáltico contemporáneo asociado al sistema silícico. En un estudio isotópico de Sr y Nd de los magmas riolíticos e ignimbríticos del área de Zacatecas, Sierra Madre Occidental (SMO), Verma (1984) propuso un modelo petrogenético, de acuerdo con el cual los magmas originados en un manto ligeramente empobrecido, además de la cristalización fraccionada, se mezclaron, a diferentes grados, con la corteza media y superior. Huppert y Sparks (1988) también argumentaron que las intrusiones máficas contienen suficiente calor para fundir muchas litologías cristalinas. Burt y Sheridan (1988), en su trabajo sobre las rocas riolíticas con topacio, mencionaron que estas rocas parecen estar relacionadas con vulcanismo bimodal, como ocurre en los E.U.A. Johnson y Grunder (2000), en su estudio del vulcanismo bimodal en High Lava Plains (HLP) en el estado de Oregon, presentaron la fusión parcial de la corteza media a inferior como el principal proceso para la producción de magmas riolíticos bajos en sílice, mientras que los magmas riolíticos más ricos en sílice se interpretaron como producto de cristalización fraccionada de riolita baja en sílice, en tanto que la variación de elementos mayores en rocas basálticas es consistente con el proceso de cristalización fraccionada de plagioclasa, olivino y clinopiroxeno, con grados variables de asimilación. Con base en esta información podemos inferir que la cristalización fraccionada y la fusión parcial del manto superior y corteza inferior son los dos principales procesos petrogenéticos que se presentan en este tipo de vulcanismo. Ferrari et al. (2005) mostraron que la SMO forma un conjunto calcialcalino, con contenidos de K de alto a medio, en donde el vulcanismo del Eoceno tardío al Mioceno es claramente bimodal, con los miembros silícicos dominando sobre los máficos.

En relación con el campo volcánico de San Luis Potosí (CVSLP; Figura 1) es importante señalar que, no obstante el número de trabajos que se han desarrollado, hasta el momento prácticamente en ninguno de ellos se han realizado estudios geoquímicos para caracterizar las secuencias bimodales reportadas en el área de estudio. Por lo tanto, los principales objetivos de este trabajo son el reconocimiento estratigráfico de los afloramientos donde se ha reportado este tipo de vulcanismo en la zona de estudio, así como la caracterización geoquímica y petrológica de las muestras seleccionadas (elementos mayores, elementos traza, y petrografía) y, con base en esta información, proponer la existencia de un grupo volcánico bimodal en la zona de estudio.

MARCO GEOLÓGICO REGIONAL

El CVSLP está constituido dominantemente por rocas félsicas que pertenecen a la SMO, la cual es una estructura volcánica que se extiende desde la Faja Volcánica Transmexicana en el sur, hasta los E.U.A. en el norte, con una dirección NW y una anchura promedio de 200–300 km, y es considerada la provincia ignimbrítica más grande del mundo (Ortega–Gutiérrez et al., 1992). A grandes rasgos, el CVSLP está compuesto principalmente por rocas félsicas del Terciario medio (K–Ar: 32–27 Ma, Labarthe–Hernández et al., 1982; Aguillón–Robles et al., 1994), que en algunos lugares alcanzan más de 1,000 metros de espesor y que sobreyacen discordantemente a rocas sedimentarias del Mesozoico y/o sedimentos clásticos continentales del Paleoceno–Eoceno (Formación Cenicera, Labarthe–Hernández et al., 1982). En la base de la secuencia volcánica del Terciario, en algunos lugares aislados del CVSLP, afloran lavas andesíticas de la formación Casita Blanca, que por su edad (K–Ar: 44 Ma, Labarthe–Hernández et al., 1982) y sus características litológicas se interpretan como equivalentes a la "Secuencia Volcánica Inferior" de la región que se ubica entre la ciudad de Durango y Mazatlán (McDowell y Keizer, 1977), y a los derrames de lava andesítica intercalados en el Conglomerado Rojo de Guanajuato (Edwards, 1955). El grueso de las rocas del CVSLP es similar en edad y composición al "Supergrupo Volcánico Superior" (McDowell y Keizer, 1977; Rodríguez–Ríos, 1997), y está formado por depósitos piroclásticos y derrames de lava voluminosos que fueron expulsados a través de conductos volcánicos situados a lo largo de fallas de extensión (Tristán–González, 1986; Aguillón–Robles et al., 1994).

Los pulsos principales de vulcanismo y extensión del Oligoceno en la Mesa Central fueron relacionados con incrementos en las velocidades de expansión del fondo oceánico de la placa Farallón, la cual subducía debajo de la placa Norteamericana (Atwater, 1970).

Desde el punto de vista tectónico–estructural, Nieto–Samaniego et al. (1999) reportaron que la zona estuvo sujeta a esfuerzos tridimensionales en la parte sur de la Mesa Central, con tres sistemas de fallas bien definidos: (i) El del graben de Villa de Reyes con un rumbo N30°E, que corta la parte oriental de la Mesa Central; (ii) El sistema de fallas de San Luis de la Paz–Salinas de Hidalgo, el cual es un grupo de fallas bien definido con orientación N50°W e inclinación al SW, las cuales presentan movimientos normales. Otras estructuras paralelas a este sistema son las fallas del Bajío y el graben de Bledos. De manera regional, se observa que los afloramientos de rocas de la suite bimodal reportados en este trabajo se encuentran relacionados con este sistema de fallas; y (iii) El tercer sistema lo forma el rumbo NW de la depresión Dolores Hgo.–Ojuelos, que corta al graben de Villa de Reyes cerca de San Felipe, Gto.

En la región de estudio, la primera evidencia clara de extensión es el emplazamiento de los domos riolíticos de la Riolita San Miguelito relacionados a fallas, lo cual implica una fase extensional de alrededor de 30 Ma (Labarthe–Hernández et al., 1982; Nieto–Samaniego et al., 1999). La tectónica extensional del Terciario medio a superior en el CVSLP está marcada por la presencia de depresiones y pilarestectónicos de orientaciones NE–SW (e.g., el graben de Villa de Reyes) y NW–SE (e.g., el sistema de fallas de tipo dominó de la sierra de San Miguelito y del graben de Bledos). La formación de estas estructuras sucedió después de la expulsión de la mayoría de las rocas volcánicas, pero antes del depósito de los flujos de ceniza del miembro superior de la Riolita Panalillo (26.8 ± 1.3 Ma), los cuales rellenaron y/o cubrieron a estas estructuras (Tristán–González, 1986). En esta época inició el vulcanismo bimodal en el CVSLP (Trp y Tbp), en particular en el graben de Bledos, y la actividad continuó después de los 26 Ma, con la emisión de lavas basálticas alcalinas en el Mioceno. El último evento volcánico en las cercanías del CVSLP consistió en la emisión de rocas basaníticas del Plioceno–Pleistoceno.

En la sierra de San Miguelito (Figura 1), la estratigrafía permite establecer dos eventos de deformación: (i) El primero de ellos anterior a la Riolita San Miguelito (Tsm, 29.2 ± 0.8 Ma, Aguillón– Robles et al., 1994), ya que es evidente que los domos que forman esta unidad se emplazaron a lo largo de fallas; y (ii) El segundo evento de deformación tuvo al menos dos fases de fallamiento: La primera está evidenciada por el desplazamiento de la Ignimbrita Cantera (Tic, 29.0 ± 1.5 Ma) y el emplazamiento de la Riolita Panalillo (Trp, 26.8 ± 1.3 Ma) a lo largo de las mismas fallas. Se piensa que el vulcanismo bimodal en la zona de estudio, se relaciona con esta fase de fallamiento de manera local. La segunda fase fue posterior a Trp, ya que ésta muestra desplazamientos aunque de mucho menor magnitud que los observados en Tic y Tsm (Nieto–Samaniego et al., 1997).

Con base en la distribución espacial de los diferentes sistemas de fallas reconocidos, se proponen tres regiones principales estructuralmente distintas (Figura 1).

(1) Graben de Villa de Reyes. Esta estructura tiene una longitud de 200 km y un ancho de por lo menos 15 km; está limitada por un sistema de fallas de dirección N20°E con una inclinación de 60° al SE. Forma un extenso valle cubierto por depósitos de flujos piroclásticos, sedimentos lacustres y aluviales (Tristán–González, 1986).

(2) Sierra de San Miguelito. La sierra de San Miguelito está formada por una serie de domos de composición riolítica que fueron afectados por un sistema de fallas conjugadas N50°E y N50°W, así como un juego de fallas Norte–Sur y N75°E y por fallas marginales N30°W (Labarthe–Hernández y Tristán–González, 1980).

(3) Graben de Bledos. Esta estructura consiste en un valle de 18 km de largo por 7.5 km de ancho, limitado al noreste por una falla de orientación N30°W y un echado de 60° a 70° al SW. La edad de fallamiento que dio origen al graben de Bledos ha sido estimada en 29 Ma (Labarthe–Hernández y De La Huerta–Cobos, 1998).

METÓDOS ANALÍTICOS

El estudio petrográfico de las diferentes unidades (Tabla 1) fue realizado en el Laboratorio de Petrografía de Ciencias de la Tierra en la Universidad Autónoma de San Luis Potosí (UASLP), así como en el Laboratorio de Petrografía del Instituto de Geología de la UASLP.

Los análisis químicos de elementos mayores y elementos traza (Tablas 2 y 3) fueron realizados en el Laboratorio de Fluorescencia de Rayos X del Departamento de Geoquímica del Instituto de Geología, UNAM, a cargo del Químico Rufino Lozano–Santa Cruz. Los elementos mayores se midieron en muestra fundida, usando el programa cuantitativo Ruizf03.qan, para lo cual se utilizaron perlas que fueron preparadas usando 1 g de muestra y 9 g de fundente. Los elementos traza se midieron en tabletas prensadas, comparando con el programa Traza04.qan. Las tabletas fueron preparadas usando 6 g de muestra y 0.6 g de cera–C como agente aglutinante. Mayores detalles sobre la metodología se encuentran en Lozano–Santa Cruz et al. (1995) y Verma et al. (1996).

Las mediciones de los elementos de las Tierras Raras (REE) se realizaron en el Laboratorio de Espectrometría de Masas con Plasma de Acoplamiento Inductivo (ICP–MS) del Instituto de Geofísica de la UNAM, a cargo de la Dra. Ofelia Morton Bermea. Todas las muestras fueron molidas en un mortero de tungsteno hasta obtener un tamaño de malla 200 (75 micrómetros). Se realizó la digestión de las muestras (sistema abierto).y posteriormente se realizó el análisis en un equipo VGElemental modelo PlasmaQuad3R.

Con el fin de documentar la información relacionada con la calidad de datos de los elementos de los REE, se presentan resultados obtenidos sobre un material de referencia de Japón, JB–2 y se les compara con datos de la literatura (Govindaraju, 1989; Imai et al., 1995; Tabla 4). El límite de detección (LOD; Tabla 4) es otro parámetro de calidad que, por lo general, es consistente con las sugerencias de Verma et al. (2002b, 2009) y Verma y Santoyo (2005) en relación con una distribución sistemática basada en el efecto non–par del LOD. Las pruebas de calidad de los datos de elementos mayores y traza (Tablas 2 y 3), por su parte, han sido descritas por Lozano y Bernal (2005).

PETROGRAFÍA

Se colectaron 50 muestras representativas del vulcanismo bimodal (Tbp y Trp), de las cuales se seleccionaron 15 para realizar este trabajo. Los sitios de muestreo fueron seleccionados con base en los reportes de afloramientos del vulcanismo bimodal, realizados por Barboza–Gudiño y López–Doncel (2001), Rodríguez–Ríos et al. (2003) y Rodríguez–Ríos y Torres–Hernández (2005). Se presenta una descripción de las unidades que conforman el vulcanismo bimodal en el CVSLP, así como la tabla petrográfica de las muestras estudiadas (Tabla 1). El estudio modal fue realizado por medio de conteo de puntos.

Basalto La Placa (Tbp)

En muestra de mano, esta roca es compacta, de color negro, textura microcristalina, vesicular, ligeramente amigdaloide. Contiene principalmente microlitos de plagioclasa y algunos minerales metálicos oxidados. En el microscopio se observa una textura hipocristalina, microporfirítica, hipidiomórfica, con matriz traquítica y pilotáxica; algunos de los microfenocristales tienen zoneamiento y contiene fragmentos de feldespato con crecimiento de cristales dentro de ellos, probablemente debido a fraccionamiento discontinuo de magmas o mezcla de magmas. La roca presenta plagioclasa, minerales máficos, óxidos de hierro–titanio, minerales opacos y algunos minerales arcillosos.

La andesina, en forma de microlitos, es el mineral más abundante de esta roca; además, se observan xenocristales con zoneamiento y algunos tienen texturas de intercrecimiento de reacciones incompletas desde sus centros hacia las periferias (Figura 2a). Presenta escaso feldespato alcalino en forma de xenocristales; se observa zoneamiento y crecimiento de pequeños cristales al parecer siguiendo el zoneamiento desde el centro del cristal hacia el borde. Es probable que se trate de crecimientos por reacciones incompletas de asimilación magmática o también de xenocristales atrapados por el magma. Los minerales de la matriz son principalmente microlitos de plagioclasa, así como microfenocristales de piroxeno (diópsido y augita) y abundantes minerales opacos diminutos. Se observan xenocristales de cuarzo (Figura 2b), los cuales están rotos con fractura concoidea y tienen la característica especial de que están rodeados de clinopiroxeno. Esto es típico de coronas de reacción y caracterizan a los xenocristales de cuarzo que caen en la lava máfica. También presentan pequeños cristales de minerales metálicos intersticiales.

Con base en esta descripción podemos concluir que la mineralogía de la unidad Tbp es relativamente simple, presentándose de la siguiente manera: plagioclasa, piroxenos (diópsido y augita), escasos xenocristales de cuarzo, xenocristales de feldespato alcalino (sanidino); presenta también aegirina, hiperstena y olivino normalmente alterado a iddingsita (se determinaron por sus propiedades ópticas, siendo estos últimos minerales accesorios).

Riolita Panalillo (Trp)

Descrita inicialmente por Labarthe–Hernández et al. (1982) como Riolita Panalillo Superior, en su localidad tipo, a 4 km al oeste de la ciudad de San Luis Potosí, ésta consiste de ignimbrita semiconsolidada a bien soldada. Se le considera como una ignimbrita de alto grado debido a la presencia de pómez bien colapsada, por lo que se puede inferir que esta unidad es el producto de vulcanismo altamente explosivo, en un ambiente tectónico netamente extensional.

La Riolita Panalillo es una roca de color rojizo a rosado, compacta, dura, de textura porfirítica, con fenocristales de cuarzo en matriz afanítica, amigdaloide, esferulítica y vesicular, la cual en ocasiones presenta estructuras de tipo fiamme. Microscópicamente, la textura es piroclástica, fragmentada, esferulítica, vesicular y amigdaloide, con fragmentos de cristales y esferulitas en matriz vítrea.

Desde el punto de vista mineralógico, esta roca presenta fragmentos de cristales de cuarzo, feldespato alcalino, y plagioclasa (Figura 3a), así como vidrio volcánico, sílice criptocristalina, minerales metálicos y escasos minerales máficos.

Los fragmentos de cuarzo tienen formas angulosas a subredondeadas, con tamaños que varían entre 0.76 y 0.94 mm, y alcanzan hasta 2.6 mm. El feldespato alcalino aparece en fragmentos con formas angulosas a subredondeadas; algunos cristales de sanidino son euhedrales, con tamaños de hasta 2.65 mm. La plagioclasa se presenta también en fragmentos y tiene formas subangulosas, generalmente exhibiendo maclas de la Albita y Albita–Carlsbad, en tamaños menores a 1 mm. Se identificó como andesina por medio del ángulo de extinción de su macla y de acuerdo con el método de Michel–Lévy. Los minerales metálicos tienen formas irregulares, y se encuentran principalmente distribuidos entre el vidrio intersticial. En cuanto a las esferulitas, vesículas y amígdalas, se observaron diferentes formas y tamaños. Estas estructuras normalmente están rellenas de sílice microcristalino a criptocristalino. En la matriz se observa vidrio volcánico intersticial, desvitrificado a cuarzo y a sílice criptocristalina, fuertemente soldado. Además, presenta microlitos de minerales máficos identificados como olivino, los cuales presentan una aureola de reacción de piroxenos, al parecer, y hacia el centro se observa alterado a óxido de hierro, el cual le da la coloración rojiza a la roca. Por último, se observan escasos fragmentos irregulares de roca (Figura 3b), los cuales parecen ser de agregados de microlitos de plagioclasas, probablemente de rocas intermedias (Tbp) a máficas.

Resumiendo, se puede decir que la mineralogía de la unidad Trp se presenta de la siguiente manera: cuarzo, feldespato alcalino, plagioclasa y óxidos de hierro–titanio.

GEOQUÍMICA

Las composiciones de elementos mayores, traza y REE de muestras representativas del vulcanismo bimodal en el CVSLP, se presentan en las Tablas 2, 3 y 4, respectivamente. La clasificación geoquímica de la roca y la norma CIPW fueron determinados usando el programa SINCLAS (Verma et al., 2002a). De igual manera, se presentan parámetros estadísticos de estas muestras en las mismas tablas, los cuales fueron obtenidos mediante el programa DODESYS no publicado de S.P. Verma y L. Díaz–González. Antes de la estimación de la media como el parámetro de tendencia central y de la desviación estándar como la medida de dispersión, este programa aplica pruebas de discordancia con base en nuevos valores críticos (Verma y Quiroz–Ruíz, 2006a, 2006b, 2008; Verma et al., 2008), así como ecuaciones de valores críticos para t de Student (Verma, 2009a). La aplicación de las pruebas de discordancia a los datos experimentales antes de calcular la media y la desviación estándar es altamente recomendada por los especialistas en estadística (e.g., Barnett y Lewis, 1994).

Caracterización y origen de las rocas volcánicas

El graben de Bledos es la zona donde mejor se observa el vulcanismo bimodal en el CVSLP (Tbp y Trp; Figura 1). Estas unidades definen una serie bimodal, con un gran intervalo composicional de sílice entre 53.28 y 59.16% para rocas intermedias clasificadas como andesita basáltica a andesita, y de 75.33 a 78.64 % para rocas de composición félsica clasificadas como riolita (Tabla 2; Figura 4). Tanto la andesita como la andesita basáltica tienen hiperstena normativa, observándose una mayor proporción en la andesita basáltica (8.40 a 19.20 %), que en la andesita (9.81 a 10.50 %); se observa también diópsido, magnetita y cuarzo (9.15 a 15.69%). En cambio, la riolita presenta alto contenido de cuarzo normativo (38.02 a 47.70 %), ortoclasa normativa (28.60 a 35.05%), albita normativa (12.06 a 26.03%) y algo de hiperstena normativa (0.60 a 0.81%). Se puede observar que las dos unidades tienen cuarzo normativo, por lo que se pueden considerar como lavas sobresaturadas en SiO₂.

Los contenidos de elementos mayores, así como la norma CIPW, utilizadas para caracterizar la ignimbrita riolítica (Trp) se enlistan en la Tabla 2. Estas rocas tienen generalmente alto contenido de sílice (75.33 a 78.64 %), con contenido de Al₂O₃ de 10.96 a 11.64% y de álcalis de 7.25 a 7.99 %, así como relaciones K₂O/Na₂O elevadas (>1). No existe correlación entre la pérdida por calcinación (P.C. en la Tabla 2) y el contenido de álcalis, por lo que los altos contenidos de éstos y las relaciones K/Na se podrían considerar de origen primario. Presenta contenidos altos de K, según la relación K₂O/SiO₂ de Le Maitre et al. (1989). Estas rocas félsicas se clasifican como riolita subalcalina (Figura 4) e hiperaluminosa; esto último es atestiguado por la presencia de corindón normativo (Tabla 2).

El contenido de ciertos elementos traza en estas rocas es especialmente indicativo. Por ejemplo, las anomalías negativas de Sr, Ba, Eu y Ti (Figura 5d) podrían indicar cierto grado de cristalización fraccionada en la cámara magmática, siendo los principales minerales participantes feldespatos (Sr y Ba), ilmenita (Ti) y plagioclasa (Eu), cuyos coeficientes de partición son, en general, mayores que los de los elementos "vecinos" en el diagrama multielementos (Torres–Alvarado et al., 2003), mientras que los bajos contenidos de P (0.011 a 0.054%) pueden indicar asimilación de materiales corticales (Fitton, 1987).

Los diagramas de REE de estas rocas (Figura 5c) presentan ligeros enriquecimientos en REE ligeros (LREE), mientras que los REE pesados (HREE) presentan patrones casi planos, y despliegan fraccionamiento variable de REE (La/Yb)n = 7.3 a 20.1. Mientras tanto, el fraccionamiento variable de LREE es (La/Sm)_N= 3.0 a 4.0, y para las tierras raras pesadas es (Gd/Yb)N= 1.5 a 2.3. El elemento Eu presenta anomalías negativas (Figura 5c) con los siguientes valores: 0.15 < Eu/Eu* < 0.20 donde Eu* = √(Sm x Gd)N. Esta anomalía sugiere una diferenciación del magma, con fraccionamiento de plagioclasa ocurrida a profundidades someras (Huspeni et al., 1984). Estas anomalías negativas en Eu apoyan también la importancia de la cristalización fraccionada en estos magmas, y esto es consistente con la conclusión de Huspeni et al. (1984) en el sentido de que la extrema diferenciación de las riolitas con Sn en el NW de México es el resultado de cristalización fraccionada. La presencia de esta anomalía de Eu también está relacionada con la magnitud del equilibrio entre el magma y la plagioclasa. Por ejemplo, el incremento paulatino de anomalías negativas en Eu en una serie de rocas volcánicas puede indicar la separación progresiva de la plagioclasa del magma, si este mineral se observa como fenocristal (Cullers y Graf, 1984).

Los patrones multielementos de esta unidad presentan anomalías negativas de Nb aunque relativamente pequeñas (Figura 5b). Dado que varias de las muestras presentan altos valores de número de magnesio (Tabla 2), éstas podrían ser usadas en un modelado inverso (Velasco–Tapia y Verma, 2001) para inferir el significado de la anomalía de Nb. Los diagramas de REE (Figura 5a) de esta unidad muestran un ligero enriquecimiento en LREE, presentan generalmente un patrón relativamente plano, y despliegan relaciones variables de (La/Yb)n = 5.81 a 14.26, mientras que el fraccionamiento de las LREE se observa constante (La/Sm)n = 2.17 a 3.40; de la misma manera el fraccionamiento de las HREE se presenta con poca variabilidad (Gd/Yb)n = 1.44 a 2.14. Las muestras más enriquecidas en REE (VB39 y VB45) presentan pequeñas anomalías negativas en Eu, como lo indican los rangos Eu/Eu* = 0.65 y 0.76, respectivamente. Esto es consistente con una derivación de un magma basáltico padre a partir de una fuente del manto. Tales procesos ocurren normalmente dentro del manto superior y en la base de la corteza (Thorpe et al.,1993). Los espectros enriquecidos en LREE, y empobrecidos en Nb con respecto a Ba y La (Figura 5b), son característicos y generalmente comparables con fusión parcial de la corteza en el área de San Luis Potosí (Verma, 1999). Los bajos rangos de Ba/Nb (32.46 a 99.76) y de Sr/P (0.094 a 0.162) en esta unidad podrían ser indicadores de fuentes del manto (Verma, 2006). La andesita basáltica VB42 representa la lava de la suite bimodal más primitiva extruida en la zona de estudio. Sus contenidos de MgO (6.7%), Ni (53 ppm) y Cr (223 ppm), así como el alto #Mg (69.79) podrían ser consistentes con una génesis por fusión parcial del manto superior.

No se observa un empobrecimiento de los contenidos de Ti y Fe, que reflejen el fraccionamiento de óxidos de Fe y Ti, lo que podría indicar que la cristalización fraccionada no jugó un papel importante en la petrogénesis de estas rocas.

Ambiente tectonomagmático

Recientemente, Verma (2009b) realizó una evaluación estadística de 28 diagramas de discriminación (binarios, ternarios y de funciones discriminantes) con una amplia base de datos mundiales de cuatro ambientes tectónicos y recomendó el uso de diagramas basados en funciones discriminantes porque proporcionan mayor eficiencia para identificar los ambientes tectónicos. Muchos de estos diagramas fueron usados para inferir el ambiente tectónico de la parte central de la Faja Volcánica Transmexicana (Verma, en prensa). Debido a la falta de diagramas de discriminación para rocas intermedias, se tomó la decisión de utilizar algunos diagramas de discriminación convencionales para rocas máficas y observar el comportamiento de las rocas en estos diagramas. De esta manera, si los resultados de discriminación no fueras coherentes, se puede afirmar que los diagramas para rocas máficas se deben usar solamente para tales rocas. Con este objetivo, propusimos utilizar los diversos diagramas de discriminación tectonomagmática para evaluar el ambiente tectónico de las muestras de la unidad basalto La Placa (Tbp). Con base en el diagrama de discriminación Ti/Y–Zr/Y (Figura 6a), las rocas intermedias (Tbp) se reparten en ambos dominios de basalto intraplaca y basalto de márgenes de placa, mientras que en el diagrama Zr–Zr/Y (Figura 6b) se ubican en el campo de basalto de intraplaca. Estas mismas rocas, estudiadas en los diagramas de discriminación usando funciones discriminantes basadas en elementos mayores (Agrawal et al., 2004; Verma et al., 2006), caen principalmente en el campo de ambiente de rift continental, mientras que con elementos traza inmóviles (Agrawal y Verma, 2007; Agrawal et al., 2008) coinciden principalmente en el campo de rift continental. Estas diferencias se explican por el hecho de que estos diagramas (los cuales no se presentan en este trabajo, con el fin de limitar su extensión), están hechos para rocas máficas, y en este estudio, estamos demostrando que Tbp es un tipo de roca intermedia, aunque el nombre convencional de la unidad geológica fue dado como basalto La Placa (Tbp) por Tristán–González y Labarthe–Hernández (1979). Aunque la eficacia de estos diagramas para discriminar rocas máficas ha sido ampliamente demostrada (Sheth, 2008; Verma, 2009b), el presente trabajo confirma que no deben ser utilizados para discriminar rocas de composición intermedia. El uso de rocas de comosición intermedia para discriminar ambientes tectónicos no es posible actualmente debido a la falta de diagramas de discriminación apropiados, aunque Verma (2009b) señala que debe ser posible discriminar tectónicamente las rocas de composición intermedia. En lo que respecta a las rocas félsicas, éstas se ubican sobre el campo de granitos intraplaca del diagrama Rb vs. Y+Nb (Figura 7).

DISCUSIÓN

El vulcanismo bimodal en el CVSLP está representado mejor en el graben de Bledos, en donde se presentan las unidades Tbp y Trp espacial y temporalmente relacionadas. Las edades en roca total (K–Ar) de estas unidades son las siguientes: Riolita Panalillo (Trp): 26.8 ± 1.3 Ma (Tristán–González et al., 2009) y basalto La Placa (Tbp): 27.2 ± 0.6 Ma (Rodríguez–Ríos, 2004).

Los diagramas de clasificación muestran que estas unidades están formadas principalmente de andesita basáltica, andesita y riolita con carácter subalcalino. Con base en los diagramas de discriminación, las rocas andesíticas caen principalmente dentro de un ambiente de intraplaca, mientras que las rocas félsicas se ubican en el campo de granitos de intraplaca.

Petrogenéticamente, los datos muestran que procesos de fusión parcial del manto superior y corteza inferior tuvieron más participación en la formación de las rocas intermedias, como lo indica su alto #Mg, así como el comportamiento de algunos elementos traza (Ba, Nb y Rb). Por otro lado, la cristalización fraccionada tuvo una participación más importante en el proceso de formación de las rocas félsicas, de acuerdo con las anomalías de Ba, Sr, Eu y Ti. Sin embargo, se puede inferir que los dos procesos pudieron actuar simultáneamente en la génesis de este tipo de vulcanismo. Esto es consistente con los valores de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr y εNd de rocas riolíticas del Oligoceno en el área de estudio, los cuales indican contribución de material cortical (Orozco–Esquivel et al., 2002), así como con los valores de δ¹⁸O de la misma zona que son consistentes con la generación de estas rocas por fusión parcial de material cortical (Webster et al., 1996). Este proceso de fusión parcial parece haber ocurrido en la primera etapa de generación de estas rocas, ya que en las etapas subsecuentes se pueden incluir procesos de diferenciación y asimilación durante el ascenso del magma a través de la corteza, de deshidratación relacionada al vulcanismo piroclástico, así como importantes procesos de cristalización fraccionada en una cámara magmática cercana a la superficie (Christiansen et al., 1986; Verma, 2000).

Interpretando los estudios petrográficos realizados en estas unidades volcánicas (Tbp y Trp) se pueden argumentar las siguientes consideraciones petrológicas importantes.

Basalto La Placa

(i) Microestructuras consistentes en anillos de reacción incompletas y en corona en fenocristales de plagioclasa que, según Best (2003), indican relaciones de reacciones discontinuas e incompletas en el magma.

(ii) Los cristales de cuarzo observados se consideran xenocristales atrapados durante la salida del magma, y provienen quizá del magma riolítico que dio origen a la Riolita Panalillo, o tal vez por contaminación con materiales de la corteza. Estos xenocristales primeramente tienen una corona de vidrio volcánico y en un proceso posterior ocurió el crecimiento de una corona de probables piroxenos, señalando reacciones incompletas de asimilación de cristales fuera de equilibrio en el contexto general del magma, típico de asimilación tardía de cuarzo. Existen además xenocristales de feldespato alcalino (sanidino), los cuales muy probablemente fueron también atrapados por el magma. Estos xenocristales (cuarzo–feldespato) presentan estructuras en corona y están rodeados por minerales máficos, lo que podría señalar la presencia de un proceso de mezcla de magmas, o contaminación del magma máfico por el basamento. Se observan también minerales máficos representados generalmente por piroxenos (diópsido y augita), los cuales también exhiben microestructuras en corona.

(iii) En su mayoría, los cristales de olivino alterado tienen aureolas de reacción o de sobrecrecimiento de piroxeno microgranular. Se interpreta que los fenocristales de olivino ya venían formados en la lava y que posteriormente cristalizó el piroxeno, generando reacciones incompletas en las periferias, sin llegar a reemplazar o asimilar a los cristales de olivino, como lo mencionan Ngounouno et al. (2000) en su estudio de la meseta Kapsiki en Camerún. Ellos propusieron que los cristales de olivino provienen de la disgregación de xenolitos de peridotita, por lo que el magma se derivaría de la fusión parcial de una fuente de peridotita del manto.

(i) Contiene fragmentos de roca intermedia, muy probablemente arrastrados de la unidad Tbp, al extruir la Riolita Panalillo.

(ii) Los fragmentos de olivino y piroxeno presentes normalmente están alterados y el olivino presenta una aureola o borde de reacción. Los cristales de olivino no están en equilibrio con la lava huésped (Trp), lo cual podría estar a favor de una mezcla de magmas.

CONCLUSIONES

Los resultados petrográficos antes mencionados, son indicativos de un proceso de mezcla de magmas en la región, sobre todo en este tipo de vulcanismo, así como del comagmatismo de estas unidades.

De acuerdo con los resultados de este estudio, se puede sugerir la presencia de un volcanismo bimodal oligocénico en el CVSLP, tanto por la composición química de las unidades reportadas (gran brecha composicional de contenidos de sílice), edad de las rocas (las edades reportadas se traslapan) y su posición estratigráfica. Los procesos que actuaron en la generación de este vulcanismo fueron cristalización fraccionada, fusión parcial del manto superior y corteza inferior, así como mezcla de magmas.

AGRADECIMIENTOS

El presente trabajo forma parte de la investigación del Proyecto PROMEP: Folio No. PTC–36 del primer autor, así como de la elaboración de tesis de maestría del Ing. Juan Manuel Torres Aguilera, dentro del mismo proyecto. Durante los trabajos de campo se contó con la asistencia logística del Instituto de Geología de la UASLP. Los análisis químicos se realizaron tanto en el Instituto de Geofísica como en el Instituto de Geología de la UNAM. Se hace un reconocimiento al Ing. Melesio Martínez de la Cruz, quien fue parte activa durante los trabajos de campo. Se agradece a los revisores del presente artículo, por las críticas y sugerencias al mismo, ya que ayudaron a mejorar notablemente el escrito final.

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