Paleomagnetism in the determination of the emplacement temperature of Panalillo Ignimbrite, Juchín, San Luis Potosí, Mexico

Luis Manuel Alva Valdivia¹*, José Ramón Torres-Hernández², José Antonio González Rangel¹, Cecilia Irene Caballero Miranda¹, José Guadalupe Rosas Elguera³ y Noemí Villalobos Romero¹

¹ Laboratorio de Paleomagnetismo, Instituto de Geofisica, Universidad Nacional Autónoma de México, Circuito de la Investigación Científica, C.P. 04510 México D. F., México. *lalva@geofisica.unam.mx

² Instituto de Geología, Universidad Autónoma de San Luis Potosí. Av. Manuel Nava No. 5, Zona Universitaria, C.P. 78340, San Luis Potosí, México.

³ Centro Universitario de los Valles, Carretera Guadalajara-Ameca km 45.5 46600 Ameca, Jalisco, Mexico.

Manuscrito recibido: Septiembre 13, 2011
Manuscrito corregido recibido: Mayo 23, 2012
Manuscrito aceptado: Mayo 29, 2012

RESUMEN

En este trabajo se presentan los resultados paleomagnéticos y de magnetismo de las rocas de los clastos líticos y matriz de la Ignimbrita Panalillo Inferior en el Campo Volcánico de San Luis Potosí (CVSLP). Este estudio, basado específicamente en la magnetización termoremanente, provee estimaciones cuantitativas del rango de temperaturas de emplazamiento de las facies proximales ricas en líticos en el Arroyo El Juachín. Se obtuvieron 92 especímenes tanto en líticos (con tamaño desde 40 cm a poco menos de 10 cm) como en la matriz que los engloba. Los resultados de la saturación de la magnetización remanente isotermal, las curvas de susceptibilidad magnética vs. temperatura alta (k-T) y los ciclos de histéresis sugieren que los minerales responsables de la magnetización son: titanomagnetita, titanohematita y hematita. Las curvas de k-T muestran que en pocos casos existen dos diferentes fases termomagnéticas durante el calentamiento, y que las curvas de enfriamiento muestran irreversibilidad indicando la presencia de titanomagnetita y titanomaghemita. Los resultados muestran dos temperaturas de emplazamiento para esta ignimbrita: una de baja temperatura (280-360 °C y 440 °C, son las muestras que tienen dos o más componentes paleomagnéticas) y otra de alta temperatura (560 °C - 680 °C, las muestras que tienen en general solo una componente). Este rango de temperatura podría estar relacionado con la historia térmica compuesta de los clastos líticos incorporados en el flujo piroclástico.

Palabras clave: paleotemperatura, paleomagnetismo, Ignimbrita Panalillo, San Luis Potosí, México.

ABSTRACT

Key words: paleotemperature, paleomagnetism, Panalillo ignimbrite, San Luis Potosí, Mexico.

INTRODUCCIÓN

Los depósitos generados por vulcanismo explosivo con líticos abundantes asociados a facies proximales de las ignimbritas se han denominado brechas líticas de rezago (Walker, 1985) o co-ignimbritas que lateralmente gradúan hacia facies intermedias y pasan a ser horizontes ricos en líticos e incluso a desaparecer en facies más distales. Cuando no es posible distinguir lateralmente estos depósitos, o se presentan en afloramientos aislados, es difícil asociarlos con el cuerpo principal de las ignimbritas. Sobre todo, cuando el componente juvenil (pómez) no tiene una variación sistemática (química o textural) de la base a la cima que permita correlacionar dichas facies. Las estructuras y el aspecto general de los depósitos ricos en líticos son algunas veces semejantes a los de material volcánico removilizado (depósitos epiclásticos); resulta entonces difícil distinguir entre depósitos primarios emplazados a altas temperaturas y los emplazados a temperaturas relativamente bajas (vg., lahares y avalanchas gravitacionales). Algunos rasgos como: la presencia de pipas de degasificación, restos de plantas y troncos de árboles carbonizados, y el efecto térmico del material caliente sobre los líticos incorporados, ponen en evidencia una alta temperatura de emplazamiento (Porreca et al., 2008) pero estas evidencias no siempre son visibles en los depósitos volcánicos. Alternativamente, la determinación de la temperatura de emplazamiento de los depósitos de origen volcánico se ha intentado determinar por técnicas paleomagnéticas con considerable éxito (Aramaki y Akimoto, 1957; Hoblitt y Kellogg, 1979; McClelland et al., 2004; Kent et al., 1981; Porreca et al., 2008, Paterson et al., 2010). Las corrientes de densidad piroclásticas son uno de los más mortíferos peligros volcánicos (Witham, 2005), por lo que el estimar las temperaturas de emplazamiento de erupciones piroclásticas ayudará a cuantificar el riesgo regional en zonas de peligro.

El razonamiento paleomagnético es como sigue: durante una explosión piroclástica, la fragmentación explosiva de material rompe alguna de las estructuras volcánicas existentes y crea una unidad de depósito con fragmentos de material juvenil y clastos de roca accidentales. Estos clastos tendrán originalmente una magnetización adquirida antes de la erupción. Si el flujo piroclástico fue emplazado a temperatura arriba de la ambiente, los clastos se calentarán durante su incorporación al depósito y se enfriarán en el lugar después de la depositación. Este calentamiento y enfriamiento remagnetizará parcial o completamente a los clastos. La parte de magnetización que fue adquirida durante la erupción se alineará con la dirección del campo magnético Terrestre presente. Esto produce dos componentes de magnetización: la original, componente de alta temperatura, que estará orientada aleatoriamente para todo el grupo de clastos, y la componente de baja temperatura que estará alineada consistentemente con el campo magnético Terrestre al momento del emplazamiento. La desmagnetización térmica progresiva puede usarse para aislar esas dos componentes de magnetización. La temperatura más alta a la que la componente de baja temperatura esta aún presente da una estimación de la temperatura de emplazamiento del clasto.

Este trabajo tiene el propósito de determinar la temperatura de emplazamiento (Te ) de la Ignimbrita Panalillo Inferior ubicada en la localidad El Juachín, parte central del Campo Volcánico de San Luis Potosí (CVSLP) (Figura 1), mediante el método paleomagnético, para con ello inferir si esta unidad proviene de un material caliente (flujo piroclástico) o de un flujo frío (lahar). El procedimiento completo consiste en identificar: (a) las componentes estables de la magnetización, (b) las paleotemperaturas de emplazamiento con base en los resultados del proceso de desmagnetización por temperatura y (c) la mineralogía magnética. Se concluye que esta ignimbrita es ciertamente un flujo piroclástico.

Las corrientes de densidad piroclásticas son uno de los más mortíferos peligros volcánicos (Witham, 2005), y así el estimar las temperaturas de emplazamiento de erupciones piroclásticas ayudará a cuantificar el riesgo regional en zonas de peligro.

Antecedentes

La incorporación de las técnicas de determinación de paleotemperaturas de emplazamiento en el estudio de ignimbritas es de fundamental importancia para confirmar con mayor certidumbre las inferencias de los mecanismos de emplazamiento del flujo; esto es, si fue "caliente" (piroclástico), qué tan caliente fue o, si el flujo fue emplazado "en frío" (lahar, volcaniclástico u otro). Esto nos puede llevar a replantear la historia de la evolución magmática de las rocas estudiadas.

Los depósitos volcánicos de aspecto brechoide, mal clasificados, pueden tener génesis muy diferentes: coladas piroclásticas, lahares, avalanchas gravitacionales, etc. En ocasiones resulta casi imposible distinguir entre los diferentes procesos que los originan, atendiendo únicamente a criterios basados en sus características estratigráficas. Sin embargo, la posibilidad de conocer la Te de estos materiales mediante técnicas basadas en el análisis de sus características paleomagnéticas refuerza los criterios estratigráficos mencionados, pudiendo conducir a una diferenciación clara entre los mismos.

El análisis diferenciado de la remanencia magnética natural (RMN) permite en circunstancias favorables discriminar entre depósitos emplazados a una temperatura ya sea por encima o por debajo de la temperatura de bloqueo (Tb), la que es función de la temperatura de Curie (Tc) de los distintos minerales ferromagnéticos contenidos en la muestra, y normalmente es unos cuantos grados menor a la Te. En los materiales depositados a temperaturas por encima de la Tb, la RMN será una remanencia magnética térmica (RMT) y presentará direcciones sensiblemente paralelas entre sí. En los depósitos emplazados a temperaturas inferiores a la de bloqueo, la orientación de la RMN tendrá una distribución al azar. La aplicación de este criterio simple permitió a Aramaki y Akimoto (1957) diferenciar depósitos producidos por flujos piroclásticos emitidos a temperaturas elevadas ('nubes ardientes' en la terminología de la época, con temperaturas de depósito por encima de los 400 °C-550 °C, según estos autores), de otros depósitos originados por procesos epiclásticos tales como flujos de lodo y flujos de cantos (flujos de escombros). Esta misma metodología fue posteriormente utilizada por Chadwick (1971) para distinguir: autobrechas (originadas por el autobrechamiento de flujos de lavas, domos, etc.) de brechas epiclásticas (originadas a partir de materiales ya enfriados que fueron retrabajados); y para diferenciar ignimbritas, con temperaturas de emplazamiento por encima de los 500 °C, de flujos de lodo (Wright, 1978).

Banks y Hoblitt (1981) realizaron mediciones directas de los diversos productos eruptivos volcánicos en el Monte Santa Elena (Washington) durante los días siguientes a las erupciones principales en 1980. Las temperaturas de emplazamiento medidas varían de 100 °C a 800 °C, en función de los mecanismos de la erupción.

Un factor importante para comprender la dinámica de las erupciones explosivas está dado por las temperaturas a las que se emplazan los flujos piroclásticos. Las Te pueden proporcionar datos significativos de los procesos eruptivos (magmático vs. freatomagmático), el grado de interacción entre el tipo de erupción piroclástica y los factores externos en el ambiente (agua y/o atmósfera), la densidad de flujos piroclásticos por ejemplo (corrientes de baja contra alta concentración), y la distancia que viajó el flujo (McClelland y Druitt, 1989). Druitt et al. (2002) midieron bajas temperaturas (120 °C - 410 °C) en la erupción del flujo piroclástico de las Colinas de Soufrier Hills en Montserrat poco después de su emplazamiento en localidades alejadas, demostrando que la temperatura no es el factor más importante que controla la movilidad de los flujos piroclásticos.

Hasta años recientes, el estudio de la historia térmica de depósitos volcánicos antiguos se ha basado generalmente en evidencias de campo. La presencia de tubos de gas, restos carbonizados de plantas y árboles, y el efecto térmico en los clastos son evidencias de altas temperaturas de emplazamiento. Estas líneas de evidencia no siempre están visibles en los depósitos volcánicos y a menudo no permiten la valoración cuantitativa de la temperatura del emplazamiento. Por lo tanto, se requieren metodologías alternativas para valoraciones cuantitativas. Se han desarrollado varias técnicas incluyendo observaciones de los colores de la oxidación en clastos de la piedra pómez (Tsuboi y Tsuya, 1930); espectroscopía infrarroja de los fragmentos de madera (Maury, 1971); estudio de las propiedades magnéticas de depósitos volcánicos (Aramaki y Akimoto, 1957); la identificación de termoremanencias parciales mediante la desmagnetización térmica de la MRN de los clastos líticos dentro de ignimbritas (Hoblitt y Kellogg, 1979); y la determinación de relaciones hidrógeno/carbón (H/C) de fragmentos de madera carbonizada (Sawada et al., 2001).

Entre los métodos listados arriba, el análisis paleomagnético de los fragmentos de roca incorporados dentro de las ignimbritas representan una herramienta poderosa que puede determinar cuantitativamente temperaturas de emplazamiento desde aproximadamente 150 °C hasta la temperatura Curie (Tc) del mineral ferromagnético (s.l.) portador de la magnetización en los depósitos (típicamente magnetita, Tc = 580 °C; Bardot y McClelland 2000). Esta técnica puede también usarse en depósitos no consolidados, en los que otros indicadores térmicos están frecuentemente ausentes.

La atención se ha centrado mayormente en el uso de técnicas paleomagnéticas para dilucidar la historia térmica de ignimbritas de alta temperatura predominantemente (Kent et al., 1981; Grubensky et al., 1998; McClelland y Erwin, 2003). Varios estudios, sin embargo, han demostrado que incluso las temperaturas relativamente bajas de emplazamiento se pueden detectar con alta fiabilidad (McClelland y Druitt, 1989; Bardot y McClelland, 2000; Bardot et al., 1996; Cioni et al., 2004; McClelland et al., 2004). Mas recientemente, Paterson et al. (2010) hacen una re-evaluación de la determinación de la Te de depósitos piroclásticos, concluyendo de forma general que ésta ha sido una herramienta sub-utilizada.

El CVSLP es de edad Oligoceno-Mioceno y está ubicado entre las coordenadas 100°55' - 101°35'W y 21°45' - 22°20'N, directamente al SW de la ciudad de San Luis Potosí, y comprende parte de los Estados de San Luis Potosí, Jalisco y Zacatecas (Figura 1). Ocupa el extremo SE de la provincia volcánica de la Sierra Madre Occidental de México (SMO), provincia con el mayor volumen de ignimbritas, (30,000 km³) en el mundo (Swanson y McDowell, 1984).

El CVSLP ha sido estudiado desde el punto de vista estructural y estratigráfico inicialmente por Labarthe-Hernández et al., 1982, y más recientemente por Nieto-Samaniego et al. (1997, 1999) y por Tristán-González et al., 2009. Labarthe-Hernández et al. (1982) identificaron y definieron a la "Ignimbrita Cantera" (Tic) y a la'Tgnimbrita Panalillo", la que subdividieron en "Panalillo Inferior" (Tap) y "Panalillo Superior" (Trp).

Las rocas volcánicas que afloran en el CVSLP abarcan desde los 44.1 ± 2.2 Ma (andesita Casita Blanca) a los 20.3 ± 0.5 Ma (traquita Los Castillo), y muestran una relación compleja entre el tectonismo y el vulcanismo (Torres-Hernández et al., 2001, Torres-Hernández, 2009). El magmatismo más voluminoso ocurrió entre 32 y los 29 Ma, e involucra dos etapas de formación de domos. Hace 29 Ma ocurrió un cambio en el estilo del vulcanismo, al incrementarse la actividad explosiva con la emisión de la Ignimbrita Cantera que tiene un volumen de 80 km³. Una nueva etapa de vulcanismo piroclástico se inicia con la emisión de un manto delgado de depósitos de flujo piroclástico que corresponde a la apertura de los conductos por donde se emitieron grandes volúmenes de lavas riolíticas de baja viscosidad que formaron domos de morfología poco pronunciada hace 27.0 ± 0.7 Ma (Nieto-Samaniego et al., 1997). La actividad volcánica explosiva concluye con la emisión de flujos piroclásticos que conforman a las Ignimbritas Panalillo Inferior y Superior hace 26.8 ± 1.3 Ma (Labarthe-Hernández et al., 1982). Entre las Ignimbritas Panalillo Superior e Inferior se emitieron una serie de derrames de basalto conocidos como basaltos La Placa. Finalmente entre los 21 y 20 Ma se emiten nuevamente derrames de basalto y de traquita en la parte S y SE del CVSLP (Torres-Hernández et al., 2001, 2006; Torres-Hernández, 2009) (Figura 2).

METODOLOGÍA

Determinación de la temperatura de emplazamiento

La determinación de la Te de cada clasto individual puede no representar la temperatura global alcanzada por el depósito y no toma en cuenta la historia térmica de los clastos. La temperatura a la que el depósito global empieza a enfriarse se identifica como la temperatura de emplazamiento más baja de los clastos muestreados. Esta es definida como la temperatura de equilibrio (Teq) por Bardot y McClelland (2000). Cioni et al. (2004) encontraron que para el caso de ignimbritas de rezago, la Teq puede no representar la temperatura real del depósito. Ellos propusieron una estimación de la temperatura basada en el traslape de la Te de cada clasto de una localidad. El modelo térmico simple para la incorporación de fragmentos en el flujo piroclástico puede, sin embargo, complicarse por varios factores: 1) Los distintos clastos de un flujo pueden no alcanzar el equilibrio térmico durante el emplazamiento; 2) Los clastos más grandes pueden no haber sido calentados en todo su volumen dando estimaciones diferentes de la Te en muestras tomadas desde el borde y hacia el núcleo del fragmento; 3) Es también posible que un clasto sea recalentado varias veces. Si cada recalentamiento ocurre a una temperatura inferior que el precedente, entonces, los clastos tienen un registro de la temperatura de cada modificación. Por estas razones, Hoblitt y Kellogg (1979) y, más adelante, McClelland y Erwin (2003) presentan clasificaciones paleomagnéticas para las rocas volcanoclásticas que incorporan una estimación de la cantidad de retrabajo y la Te del clasto. En este trabajo utilizamos la clasificación modificada de McClelland y Erwin (2003) ilustrada en la Figura 3.

Sobreimpresión de la magnetización remanente química

Si un cambio químico de la mineralogía magnética causa un reemplazo completo de la componente primaria de baja temperatura de bloqueo entonces no tenemos ninguna información sobre la Te y el espectro de temperaturas de bloqueo estará relacionado con las características magnéticas de la nueva fase magnética.

Para identificar los minerales magnéticos presentes y verificar la probabilidad de alteración significante del arreglo de minerales magnéticos durante la historia térmica de los clastos, se investigó en muestras representativas la variación de la susceptibilidad magnética vs. alta temperatura incrementándose progresivamente. Todas las muestras se calentaron con una tasa promedio de 10 °C/min hasta 700 °C. Y se enfriaron con la misma velocidad, utilizando un equipo Bartington (MS-2).

Estas curvas nos permitirán identificar ya sea a los portadores magnéticos principales o su modificación durante el calentamiento y verificar si la alteración por magnetización remanente química ha influenciado las estimaciones de la Te. McClelland et al. (2004) y Porreca et al. (2008) propusieron el uso de curvas termomagnéticas (de susceptibilidad vs. temperatura) para detectar la posible presencia de una MRQ. Si una Tc de un clasto coincide con su temperatura de emplazamiento aparente, entonces la remanencia magnética de la muestra puede ser una MTR. Las mediciones termomagnéticas se pueden hacer rápidamente y el mineral magnético más común que adquiere una MRQ es la maghemita, la cual es fácilmente identificable en la curva termomagnética por su inversión a hematita o magnetita durante el calentamiento.

Adquisición de magnetización remanente viscosa (MRV)

La magnetización remanente viscosa (MRV) se adquiere por la exposición a campos magnéticos pequeños (como el Campo Magnético Terrestre). Aumenta en intensidad con el tiempo de exposición y es paralela al campo presente de la Tierra. Podría, por lo tanto, ser confundida con una componente de baja Tdb de origen térmico. La adquisición de una MRV depende de la exposición al campo magnético aplicado y de la temperatura a la cual esta aplicación ocurre. Una MRV puede ser removida por desmagnetización térmica en una combinación específica tiempo-temperatura que reproduce el modo en que la roca adquirió la MRV (Néel, 1949). Pullaiah et al. (1975) definieron los contornos de las curvas de tiempo-temperatura equivalentes para magnetita y hematita pura de un sólo dominio, usando la teoría de Néel (1949). Bardot y McClelland (2000) usaron los contornos de tiempo vs. temperatura de Pullaiah et al. (1975) para magnetita con el fin de determinar una relación simple entre la temperatura de bloqueo (Tb) y el tiempo de adquisición, para intervalos de tiempo geológico relativamente cortos. Para los intervalos de tiempo en el rango 10² - 10⁶ años, derivaron la siguiente relación:

Tb=75+15 log (tiempo de adquisición en años).

 

En el trabajo de campo se perforaron 92 núcleos provenientes de nueve sitios (Figura 1c, Tabla 1) con una perforadora portátil de combustión interna a gasolina, el diámetro de la barrena es de 2.5 cm. Dichos núcleos se recuperaron con longitud aproximada de 10 a 15 cm, y se orientaron con una brújula magnética. Posteriormente, se observaron los núcleos para definir algunas características como la textura, porcentaje de matriz, mineralogía, forma y porcentaje de clastos, color y tamaño de los clastos. La geología estructural general del área y la dirección de flujo del arroyo se muestran en la Figura 1b mientras que la Figura 4a-4c muestra fotografías representativas de los afloramientos de la Ignimbrita Panalillo.

Se tomó en consideración al perforar, la distancia que hay desde el borde hacia el centro de los clastos, para evaluar si se registró un mismo evento, así como el efecto del tamaño de los clastos que pudieran estar parcial o completamente remagnetizados y dar estimaciones distintas de la Te.

Análisis de laboratorio

Para definir la Te se efectuó la desmagnetización térmica con un horno Schonstedt y se midió la magnetización con un magnetómetro JR5 (sensitividad, 10^-8 A/m). Las muestras se trataron desde 20 °C hasta los 680 °C, calentándose incrementalmente en pasos promedio de 40 °C.

Con el fin de identificar a los portadores de la magnetización remanente y conseguir información acerca de su estabilidad paleomagnética se efectuaron mediciones de la variación de la susceptibilidad vs. temperaturas altas (curvas k-T) en aire; esta prueba se realizó con un susceptibilímetro marca MS2 Bartington equipado con un horno MS2WFP. También se midió la susceptibilidad magnética en especímenes estándar después de cada paso de desmagnetización térmica, usando el mismo MS2, la cual podrá compararse con las curvas k-T.

Con el objeto de conocer el tipo de dominio magnético y tamaño de la partícula donde reside la magnetización se realizaron experimentos de histéresis magnética con un magnetómetro de fuerza con gradiente alterno, AGFM-Micromag ubicado en nuestro laboratorio. Seleccionamos varios pequeños fragmentos de roca (peso, 30 mg promedio) de al menos un espécimen paleomagnético por cada sitio para realizar estos experimentos en temperatura ambiente y hasta un campo máximo de 1.5 T. La saturación de la magnetización remanente (Jrs), la magnetización de saturacion (Js) y la fuerza coercitiva (Hc) se calcularon después de la corrección por contribución paramagnética. La coercitividad de la remanencia (Hcr) se determinó al aplicar un campo negativo incrementándolo progresivamente después de la saturación.

La formación Panalillo Superior es de 26.8 Ma de edad, y la fórmula para determinar la Tdb máxima para cualquier MRV se derivó solo para rocas que estén en el rango de edad 10² - 10⁶ años. No obstante, usamos esa fórmula [Tdb = 75+15 log (tiempo de adquisición en años)] para tener una idea de la temperatura máxima confiable para discernir la componente viscosa, que resultó de:

Tdb=75+15 log (26,800,000=26.8Ma)=186.4 °C

Esto sugiere que (al menos) las temperaturas de este rango y más bajas que la calculada se consideran de origen viscoso.

RESULTADOS

Propiedades magnéticas y estabilidad de la MRN

Las muestras en general presentan magnetizaciones remanentes estables con un rango amplio de la intensidad de la magnetización remanente natural. La Tabla 2 muestra los valores medios con desviación estándar, así como sus valores mínimo y máximo. La magnetización remanente generalmente es removida a temperaturas entre 300 °C -680 °C y muestra tanto trayectorias vectoriales claras como trayectorias vectoriales no bien definidas durante el proceso de desmagnetización (estas últimas no se consideraron para análisis posteriores). En la sección que describe el proceso de desmagnetización térmica se darán ejemplos ilustrativos detallados.

Curvas de susceptibilidad vs. temperatura

Para asegurar la confiabilidad de las temperaturas de emplazamiento definidas por la interpretación de los datos paleomagnéticos se efectuaron mediciones de susceptibilidad magnética en función de temperatura alta al aire libre en muestras representativas. Esto además nos permitió inferir los minerales magnéticos portadores de la remanencia y verificar su estabilidad térmica.

En general, las curvas de calentamiento-enfriamiento son irreversibles (Figura 5a, 5b). Se observan en general al menos dos diferentes fases termomagnéticas durante el calentamiento; una que sugiere la presencia de maghemita (puntos de inflexión de la Tc entre 360 °C y 400 °C), otra de titanomagnetita pobre en titanio, con un rango amplio de temperaturas Curie (500 °C - 580 °C), y ocasionalmente otra de titanohematita (Tc hasta 680 °C). Se descarta la presencia de pirrotita, ya que ésta normalmente presenta cambios con temperatura alta sólo alrededor de los 300 °C, siendo su ocurrencia más común en intrusiones estratificadas, presentándose en forma masiva, que no es nuestro caso (Clark, 1983). Las curvas a y b presentan ruido considerable, sin ningún tipo de suavizado. La maghemita pudo ser causada por hidrotermalismo de baja temperatura (<300 °C), que ocurrió en algunas áreas justo después del emplazamiento. La Figura 5c, 5d muestra las curvas del monitoreo de la susceptibilidad magnética medida (magnetizador de pulsos) después de cada paso de desmagnetización térmica en todos los especímenes paleomagnéticos estándar del sitio correspondiente a las muestras de la Figura 5a, 5b, donde puede apreciarse un comportamiento muy semejante a las curvas k-T. El aumento en la susceptibilidad arriba de 400 °C (Figura 5d), y la observación de la caída en los valores de susceptibilidad (Figura 5b), sugieren que la maghemita se invirtió durante este proceso, transformándose a titanohematita. La presencia de posible maghemita sugiere que no tenemos posibilidad de identificar la Te por tratarse de un efecto de formación de nuevos minerales, a menos que este proceso se relacione directamente al emplazamiento de la ignimbrita.

Ciclos de histéresis

En la Figura 6a se muestra un ciclo de histéresis típico de esta ignimbrita. Las curvas son simétricas en todos los casos, excepcionalmente se encontraron algunas curvas con comportamiento que semeja forma de 'cintura de avispa' (Figura 6b) y otros con 'centro redondeado' (Figura 6c), lo que refleja la coexistencia de fases ferromagnéticas (s.l.) con distintas coercitividades, posiblemente resultado de dominios simples (SD) más efecto de granos superparamagnéticos. Mientras que para los granos con dominio-pseudo-simple (PSD), sugieren una mezcla de granos multidominio (MD) y una cantidad significante de SD. Los parámetros de histéresis (la razón Hcr/Hc varía de 1.3024 a 2.2608 y la de M_rs/M_s de 0.1181 a 0.3079) indican que casi todos los valores caen en la región de PSD en el diagrama de Day (Figura 7a, Day et al., 1977) por debajo de la línea que indica una mezcla de granos con PSD más otros con SD (Dunlop, 2002). La Figura 7b muestra que muchas muestras se ajustan al estado remanente de dominio simple uniaxial y vórtice que contribuyen al PSD más general (Williams y Dunlop, 1995). Las formas de los ciclos de histéresis y las coercitividades medidas en estas muestras sugieren que la titanomagnetita es el principal mineral magnético, lo cual es apoyado por otros experimentos de propiedades magnéticas. Los gráficos de la Figura 6d-6f) son experimentos de adquisición de magnetización remanente isotermal efectuados en los mismos pequeños fragmentos utilizados para determinar los ciclos de histéresis, éstos corroboran de forma general la presencia de titanomagnetita más un poco de titanohematita.

Magnetización remanente isotermal (MRI)

Para este tratamiento se utilizaron especímenes paleomagnéticos de tamaño estándar mostrando solo los comportamientos más representativos (Figura 8a y 8b). La muestra 96J004 (Figura 8a) alcanza la saturación en campos moderados a altos (200 mT a 600 mT), comportamiento típico de la titanomagnetita. En la muestra 96J052 (Figura 8b) se observa el efecto de una componente de titanomagnetita en campos bajos más otra que no satura debido a la presencia de titanohematita y/o hematita.

Desmagnetización térmica de la magnetización remanente natural

Se utilizó la desmagnetización térmica para determinar la Te por el método paleomagnético pudiendo identificar las distintas componentes de magnetización con base en los diagramas vectoriales. La Te se define por el cambio de dirección o el quiebre entre una y otra componente de magnetización (Figura 9). En la Tabla 1 se muestran los resultados paleomagnéticos de los núcleos analizados.

El sitio uno y sitio dos presentan características muy parecidas en cuanto al comportamiento de las muestras durante los tratamientos de laboratorio, así como en las características geológicas. Muestran en general una componente viscosa con un rango de Tdb entre 140 °C -220 °C, la cual se elimina en los primeros pasos de desmagnetización (efecto del campo geomagnético actual y por tanto con direcciones paralelas al mismo); y una componente característica la cual se dirige normalmente al origen, la mayoría de las muestras se desmagnetizan en el rango de 500 °C - 680 °C (Figura 9a). Sin embargo, aunque no muy claramente, cuatro muestras del sitio 1 (3A, 5B, 6A y 7B, Tabla 1) parecen identificar una componente secundaria de temperatura media a alta (460 °C - 560 °C) lo que sugeriría una Te precisamente de 560 °C (Figura 9b). En general, las muestras de estos dos sitios están formadas sólo por matriz (aunque ésta tiene naturalmente clastos pequeños de distintos tamaños), por lo que en general no se consideran apropiadas para determinar la Te.

El sitio tres es completamente diferente del sitio uno y dos. Este sitio contiene dos muestras de clastos de color gris con huecos de sílice, y cuatro muestras de matriz con líticos de uno a cuatro milímetros y unos cuantos hasta nueve milímetros, los clastos son subangulosos, la textura es hialocristalina. Todas las muestras de este sitio tienen una componente viscosa de 120 °C - 200 °C, y las muestras 96J014A, 96J015A y 96J017A presentan dos componentes: una componente secundaria con Te de 360 °C a 520 °C, y una componente primaria que generalmente se desmagnetiza en un rango de 360 °C a 680 °C (Figura 9c). Los especímenes de este sitio que son matriz, sugieren la temperatura más alta del flujo.

El sitio cinco tiene características combinadas de los sitios tres y cuatro (muestras con mezcla de matriz y clastos), el tamaño de los clastos es de 0.5 - 2 cm subredondeados, los clastos son de colores rojo, gris oscuro, gris claro y negros, la matriz es color hueso (pómez) de textura hialocristalina inequigranular, de grano grueso, tiene una mineralogía de cuarzo, plagioclasa, micas, moscovita y vidrio. Generalmente este sitio presenta una componente viscosa que se elimina en los primeros tratamientos (120 °C - 200 °C), otra secundaria en el intervalo de Tc desde 320 °C hasta 680 °C, y se desmagnetizan completamente entre 500 °C - 680 °C. Se sugiere una Te dentro del intervalo 320 °C - 520 °C (Figura 9e).

El sitio seis presenta muestras de color generalmente rojizo, los clastos son de color rojo, café, gris claro y negros, subredondeados, algunas muestras tienen manchas blancas, los clastos miden de 0.5 a 3 milímetros, tienen textura hialocristalina, en su mineralogía tiene biotita, vidrio, feldespato y cuarzo. Paleomagnéticamente el sitio seis presenta una componente viscosa con máximas Tdb entre 120 y 140 °C, a excepción del espécimen 96J035A, cuya máxima Tdb de la MRV es de 280 °C (Tabla 1). En las muestras (96J035A, 96J036B, 96J038 y 96J039) se pudo identificar una componente secundaria con Te desde 280 °C hasta 400 °C (Figura 9f). Estas cuatro muestras se desmagnetizan completamente en el intervalo de 600 °C - 680 °C. El resto de las muestras presentan una componente primaria con Tc de 400 °C - 680 °C.

El sitio siete generalmente presenta un color rosado claro, en este sitio hay sólo tres muestras que son de bloque (96J043A, 96J044A y 96J044B) las cuales contienen manchas blancas y su color es gris claro. El resto de las muestras de este sitio presenta una matriz hialocristalina y los clastos son subredondeados de color gris claro, rojos y negros, el tamaño es de un milímetro hasta 1.6 cm, tiene en la mineralogía cuarzo y sanidino. Todas las muestras tienen componente viscosa con máximas Tdb distribuidas entre 80 °C a 200 °C. Finalmente, las muestras 96J045A (Figura 9g), 96J047A, 96J49C, 96J450A y 96J50B tienen componente secundaria que se encuentra en el rango de Te de 400 °C - 440 °C. En general se desmagnetizan totalmente en un rango de 360 °C - 680 °C.

El sitio ocho posee muestras generalmente de color rojo oscuro, presenta dos muestras de bloque las cuales tienen manchas blancas, las demás muestras tienen una matriz hialocristalina de color rojizo con clastos de color rojo, gris claro y negro, subredondeados, tiene una mineralogía de vidrio. Presenta componente viscosa con máxima Tdb entre 120 °C a 160 °C, una componente secundaria y la componente primaria. Esto nos ayuda a definir una Te de rango 280 a 320 °C, que se desmagnetiza completamente en un rango de 240 °C a 680 °C. En este sitio se observa una mezcla compleja de varias componentes paleomagnéticas en los diagramas vectoriales, sin definir ninguna con claridad, lo que sugiere la presencia de tres o mas fases minerales mejor definido en el espectro de intensidad de desmagnetización (Figura 9h).

El sitio nueve es el sitio de mayor espesor (~9 m) en el que se muestrearon 14 núcleos de fragmentos de líticos, la mayoría de composición andesítico-basáltica con colores variados. Generalmente, se observa una componente viscosa mas una secundaria, lo que permite sugerir una Te para esta última dentro del rango 240 a 440 °C (Figura 9i). La componente característica permite identificar la presencia de minerales de la serie titanomagnetita y titanohematita, cuyas Tc estan entre 580 °C y 680 °C.

El análisis de la estructura y estabilidad de la magnetización remanente natural mediante la desmagnetización térmica se aplicó a un total de 92 especímenes para determinar la Te por el método paleomagnético, las temperaturas están en función de la mineralogía magnética que de forma general se presenta como abundante titanomagnetita, poca titanohematita y muy poca hematita.

DISCUSIÓN

Antes de entrar en la discusión de nuestros resultados, es importante mencionar que coincidimos con Peterson et al., (2010) respecto a que el paleomagnetismo es una herramienta sub-utilizada en volcanología, no obstante hay algunos problemas potenciales para determinar la Te. Cuando un grano magnético crece suficientemente grande, la magnetización deja de ser uniforme, como en los granos de SD, y se divide en regiones (dominios) de magnetización variada (MD). La remanencia adquirida por un grano con MD no se desbloquea a la misma temperatura en la que fue bloqueada, produciendo la llamada cola de magnetización térmica parcial (MTRp) (esto es: una porción de la remanencia magnética se desmagnetiza arriba de la temperatura de adquisición). Tales colas sólo pueden removerse por desmagnetización hasta la temperatura Curie. La presencia de colas de la MTRp produce un traslape en el espectro de temperatura de desbloqueo de distintas componentes de magnetización en una muestra, la cual se evidencia por una curvatura en el diagrama de componente vectorial. En presencia de una sóla componente de magnetización, las temperaturas de bloqueo traslapadas registrarán la misma dirección, y el análisis direccional paleomagnético no será afectado. La presencia de granos con magnetización MD por tanto no comprometerán las estimaciones de la Te.

El depósito rico en líticos de la base de la ignimbrita (sitios de la parte media y sur en la Figura 1) se asume que tiene su fuente justamente en donde se muestreó, a través de la falla de la Figura, y remontó hacia el sur, a un domo. De esta manera, la mayoría de los líticos (principalmente los bloques), se acumularon contra la falla, y perpendicularmente y lateralmente a esta falla disminuye el tamaño y cantidad de los líticos.

Las Te derivadas del estudio paleomagnético de los distintos sitios recolectados de las ignimbritas Panalillo Inferior se muestran en la Figura 10. Las muestras correspondientes a matriz con clastos pequeños de distintos tamaños aportaron 22 determinaciones de Te, que gradúan de 240 °C a 600 °C, con dos grandes picos en 240 °C y 440 °C (Figura 10a). Las muestras correspondientes sólo a clastos fueron 21 determinaciones y tienen un rango en su Te de 240 °C a 440 °C, con un pico en 360 °C (Figura 10b). Y finalmente, las muestras que contienen una mezcla de matriz y clastos dieron 11 determinaciones de la Te, en un rango de 200 °C a 520 °C, mostrando igual un pico en 360 °C (Figura 10c).

Las direcciones que muestran mayor dispersión y donde no fue posible determinar la Te provienen de los sitios JU-01, JU-02, y parcialmente de JU-03, JU-06, JU-07 y JU-08, lo que podría sugerir que las muestras analizadas no alcanzaron la temperatura del flujo, dando como resultado direcciones aleatorias. No obstante, hay muestras que sí presentan Te, principalmente: sitios JU-03, JU-04, JU-05, JU-08 y JU-09, de los cuales el sitio JU-05 es el que muestra el mejor agrupamiento en su diagrama direccional o estereograma de la componente de baja temperatura (Figura 11a), y más alta dispersión direccional en la componente de alta temperatura (Figura 11b), indicando por tanto que las temperaturas de emplazamiento son las más, posiblemente, fiables desde el punto de vista volcanológico. El resto de los sitios no son tan fiables por haberse determinado alta dispersión en sus componentes de baja temperatura o porque se definieron pocas temperaturas de emplazamiento.

Implicaciones de la erupción y mecanismo de emplazamiento

Es notorio que las temperaturas de emplazamiento estimadas muestran un amplio rango de valores (Figura 10), entre 200 °C y 600 °C. Este amplio rango de temperatura podría estar relacionado con la historia térmica de los clastos líticos incorporados en el flujo piroclástico, no así por la composición de los mismos. Esto podría sugerir la presencia de diversas contribuciones de distintas poblaciones de tamaño de clastos dentro del flujo piroclástico respecto a la temperatura de equilibrio debida a la transferencia de calor (McClelland y Druitt, 1989). En el modelo térmico de McClelland y Druitt (1989), la Te para clastos grandes podría ser menor que la Teq de todo el depósito, de modo que la Teq no se define por el valor más bajo de la Te. Este modelo térmico puede explicar la gran dispersión en los valores de Te para la Ignimbrita Panalillo inferior, donde los clastos líticos tenían una temperatura máxima inicial de hasta 520 °C en el momento de su incorporación en el depósito, mientras que la temperatura mínima de alrededor de 200 °C esta indicada por la magnetización del interior de los clastos grandes. Los clastos con temperaturas mayores probablemente fueron calentados antes de entrar al flujo piroclástico y su efecto puede ser muy importante si ellos son erosionados de magma caliente del sistema cámara-conducto.

Proponemos que la temperatura de emplazamiento global de la Ignimbrita Panalillo esta principalmente representada por el rango 240 °C - 360 °C, más otra de 520 °C. La temperatura más baja está probablemente dentro de los clastos grandes, en tanto que las más altas se encuentran en las muestras con alto porcentaje o compuestas de sólo matriz (Figura 10). No obstante, las temperaturas altas pueden estar asociadas con la temperatura que afectó al clasto en el momento de contacto con el magma y no a la temperatura de emplazamiento del depósito.

La mineralogía magnética inferida de las curvas de adquisición de magnetización remanente isotermal (MRI) y las curvas de susceptibilidad magnética en función de la temperatura, sugieren minerales que se formaron de diversas formas: a alta temperatura en el caso de la magnetita 575 °C; maghemita que se forma alrededor de los 300 °C por alteración de baja temperatura; y hematita que se forma alrededor de los 675 °C (posiblemente durante la oxidación deutérica). En las curvas termomagnéticas se observan los efectos principalmente de minerales de magnetita y titanomagnetita. En los diagramas vectoriales se observan dos componentes en la gran mayoría de las muestras (una viscosa más la primaria). En las muestras de los distintos afloramientos (matriz, clasto y matriz+clasto) se encuentran ocasionalmente hasta tres componentes, lo que nos permitió determinar sus temperaturas de emplazamiento. Las muestras que son de matriz suelen ser más estables presentando más claramente la componente primaria, lo que es normal pues sugiere la temperatura máxima del flujo.

CONCLUSIONES

Este trabajo es un primer intento para dilucidar las interrogantes que se han formado en torno a si la Ignimbrita Panalillo Superior (26.8 ± 1.3 Ma) fue emplazada en frío o en caliente, ya que en campo presenta características geológicas sedimentarias con un aspecto estratificado. La ignimbrita presenta reomorfismo, un buen soldamiento y un acomodo extrovertido de los clastos, lo cual son algunas características que sugieren emplazamiento a alta temperatura.

Los resultados de las propiedades magnéticas muestran que los minerales responsables de la magnetización son principalmente magnetita, titanomagnetitas pobres en titanio y escasas titanohematitas. Sin embargo, en algunos casos se muestra la presencia de dos diferentes fases termomagnéticas durante el calentamiento, además de que las curvas k-T muestran reversibilidad, este comportamiento indica la presencia de maghemita, la que probablemente resulta de una magnetización remanente química como resultado de hidrotermalismo a baja temperatura (100 °C - 250 °C). El presente estudio muestra claramente que la temperatura de emplazamiento de la Ignimbrita Panalillo Inferior se encuentra en el rango de 280 °C - 360 °C, lo que posiblemente se debe al tamaño de los clastos. Entonces es posible concluir que esta ignimbrita es realmente un flujo piroclástico.

La clasificación paleomagnética modificada de McClelland y Erwin (2003) (Figura 3) sugiere que para la Ignimbrita Panalillo el sitio JU-05 presentaría el mejor agrupamiento direccional para su componente de baja temperatura y una gran dispersión direccional para la componente de alta temperatura indicando por tanto que éstas temperaturas de emplazamiento, clasificadas en el cuadro C, son las más fiables desde el punto de vista paleomagnético-vulcanológico.

AGRADECIMIENTOS

LA agradece por el apoyo otorgado a los proyectos de investigación: IN108711-3 de PAPIIT-UNAM; y al 105194 del CONACYT. JRT agradece el apoyo al proyecto CONACYT, CB-83700.

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