Geología, geocronología y geoquímica del vulcanismo Plio-Cuaternario del Campo Volcánico Apan-Tecocomulco, Faja Volcánica Trans-Mexicana

Geology, geochronology and geochemestry of the Plio-Quaternary volcanism of the Apán-Tecocomulco Volcanic Field, Transmexican Volcanic Belt

Gloria P. García-Tovar¹,*, Raymundo G. Martínez-Serrano², Jesús Solé³, Juan Carlos Correa-Tello², Elizabeth Y. Núñez-Castillo², Hervé Guillou⁴ y Emir Monroy-Rodríguez²

¹ Posgrado en Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Ciudad Universitaria, Circuito Institutos s/n, C.P. 04510, México D.F., México.* tovar302@yahoo.com.mx

³ Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Circuito Institutos s/n, C.P. 04510, México D.F., México.

⁴ Laboratoire des Sciences du Climat et de l'Environnement, IPSL, Domaine du CNRS, Bat 12, Av. De la Terrase, 91198 Gif Sur Yvette, Francia.

Manuscrito recibido: Junio 30, 2014
Manuscrito corregido recibido: Septiembre 13, 2014
Manuscrito aceptado: Septiembre 30, 2014

RESUMEN

El Campo Volcánico Apan-Tecocomulco se localiza en el sector oriental de la Faja Volcánica Trans-Mexicana, ~85 km al norte del frente volcánico actual. Se desarrollaron estudios geológicos, estratigráficos, geocronológicos y geoquímicos de las unidades volcánicas plio-cuaternarias del área. Estas unidades se emplazaron discordantemente sobre rocas volcánicas del Mioceno Medio, después de un hiatus magmático de ~7 Ma. El magmatismo reinició hace ~3 Ma con la formación de algunos domos dacíticos, flujos de lavas y conos de escoria de andesita basáltica. Posteriormente, entre 1 y ~0.5 Ma se emplazaron volcanes escudo y conos de escoria asociados. Finalmente, entre ~0.5 y ~0.2 Ma se formaron más conos de escoria y lavas basálticas asociadas. Edades K-Ar sugieren que el magmatismo plio-cuaternario inició en la parte norte de la Faja Volcánica y migró hacia la trinchera Mesoamericana, al actual frente volcánico, para posteriormente extenderse de manera simultanea en el área de estudio y la Sierra Nevada. Las estructuras volcánicas plio-cuaternarias muestran alineaciones NE-SW, similares a las fallas regionales.

Las rocas volcánicas plio-cuaternarias de este campo son probablemente el resultado de procesos tectono-magmáticos relacionados con el retroceso de la placa en subducción y la migración del arco hacia la trinchera, hasta alcanzar su posición actual en el frente volcánico. Estos procesos ocasionaron la fusión parcial de un manto heterogéneo, compuesto por el ascenso de fundidos de un manto astenosférico enriquecido y la adición de componentes de la subducción presentes en la cuña del manto.

Palabras clave: geocronología; magmas transicionales; geoquímica; Sierra de Apan; edades K-Ar; Faja Volcánica Trans-Mexicana; obsidiana.

ABSTRACT

The Apan-Tecocomulco Volcanic field is located ~85 km to the north of the present-day volcanic front, belonging to the eastern part of the Trans-Mexican Volcanic Belt. Geological, stratigraphic, geochronological and geochemical studies were used to establish the plio-quaternary volcanic sequence. This sequence was emplaced after a magmatic hiatus of ~7 Ma on Middle Miocene andesitic-dacitic rocks. The magmatism restarted ~3 Ma ago with the emplacement of some dacitic domes, lava flows, and several scoria cones, mostly of basaltic andesite composition. Later, some basaltic andesite shield volcanoes and scoria cones formed between 1 and ~0.5 Ma. Finally, several basaltic scoria cones and associated lava flows were emplaced between ~0.5 to ~0.2 Ma. The K-Ar age determinations suggest that the plio-quaternary volcanism started at the northern part of the Trans-Mexican Volcanic Belt and later moved towards the Middle-America trench, to the present-day volcanic front, at which time it spreads throughout the study area and the Sierra Nevada. The plio-quaternary volcanic structures seem to follow NE-SW alignments, in the same way as the regional faults.

The mafic rocks display similar petrographic features, such as fluidal microlitic textures with some olivine, plagioclase and pyroxene phenocrysts, whereas the dacitic rocks show porphyric textures with relatively abundant quartz, plagioclase, sanidine, amphibole and pyroxene phenocrysts. Volcanic rocks were mainly classified as basaltic andesites and basalts, with minor andesites and dacites, most of them following a calc-alkaline trend in the SiO₂ vs. alkalis diagram. However, some basalts, trachy-basalts and basaltic trachy-andesites follow an alkaline trend in the same diagram. The chondrite-normalized REE patterns for mafic and dacitic rocks suggest heterogeneous magmatic sources in the mantle. These patterns display light rare earth elements enrichment (La-Sm) with respect to the heavy rare earth elements (Eu-Lu), which have flat patterns. The trace element patterns for most basaltic andesites, andesites and dacites, that were emplaced between ~3 and ~0.5 Ma, display enrichment in the large-ion lithophile elements (LILE: Ba, K) and Pb relatively to the high-field-strength elements (HFSE: Nb, Ta), that are typical of subduction-related volcanic arcs. However, basalts, trachybasalts and some basaltic andesites, emplaced more recently (<0.5 Ma), display trace element patterns that suggest transitional magma type.

The plio-quaternary volcanic rocks from this field were probably produced by tectono-magmatic processes related to the slab roll-back, and migration of the arc toward the trench at its present position. These tectonic processes produced the partial melting of a heterogeneous mantle source composed of enriched asthenospheric mantle products and subduction related components of the mantle wedge.

Key words: geochronology; transitional magma; geochemistry; Sierra de Apan; K-Ar ages; Faja Volcánica Trans-Mexicana; obsidian.

El vulcanismo actualmente activo y más importante de México se concentra en el borde sur de la Faja Volcánica Trans-Mexicana (FVTM), el cual se ha denominado como el Frente Volcánico (Ferrari et al., 2012). Este vulcanismo activo está representado por la construcción de grandes estratovolcanes, extensos campos volcánicos monogenéticos y la formación de domos y algunas calderas. Durante los últimos 25 años se han desarrollado numerosos estudios vulcanológicos, petrogenéticos, geofísicos y algunos tectónicos, sobre diversas regiones de esta provincia volcánica, los cuales han permitido identificar procesos tectono-mágmaticos importantes ocurridos desde el Mioceno al Reciente (Gómez-Tuena et al., 2005; Ferrari et al., 2012 y referencias citadas en estos trabajos). No obstante, existen otros campos volcánicos dentro de la FVTM, los cuales se encuentran alejados del frente volcánico actual y que han recibido poca atención en cuanto a estudios geológicos, geoquímicos, petrogenéticos y geocronológicos. Este es el caso del campo volcánico Apan-Tecocomulco (CVAT), Estados de Hidalgo, México, Tlaxcala y Puebla, que se localiza a ~85 km al norte del actual frente volcánico representado por el volcán Popocatépetl y a ~350 km de distancia de la Trinchera Mesoamericana, dentro del sector oriental de la FVTM (Figura 1a). En el CVAT se ha identificado la presencia de diversas estructuras cuyas características vulcanológicas, estructurales y geocronológicas han sido mencionadas de manera regional en los trabajos de Ledezma-Guerrero (1987), De Cserna et al. (1988) y García-Palomo et al. (2002). Sin embargo, se desconocen las edades y relaciones estratigráficas detalladas de las diversas estructuras volcánicas de este campo, sus relaciones con sistemas de fallas pre-existentes y las características petrográficas y geoquímicas que permitan ubicarlas dentro del contexto tectono-magmático evolutivo del sector oriental de la FVTM.

El presente documento ofrece una descripción geológica, estratigráfica, petrográfica y geoquímica detallada de las unidades de rocas plio-cuaternarias del CVAT. Se presenta un mapa, se aportan 10 nuevas edades de K-Ar obtenidas de matriz afanítica y concentrado de minerales de rocas volcánicas y datos geoquímicos de roca total de 43 muestras, con el fin de comprender la evolución de este campo volcánico y contribuir al entendimiento del funcionamiento más reciente de la FVTM. Cabe mencionar que la actividad ígnea plio-cuaternaria del CVAT se distribuye en una área de 970.65 km² y está representada por la presencia de al menos 27 conos de escoria, cuatro volcanes escudo, algunas coladas de lava provenientes de fisuras y domos dacíticos-riolíticos (Figura 1b).

MARCO GEOLÓGICO

El área de estudio se ubica en el sector oriental de la Faja Volcánica Trans-Mexicana (Demant, 1978; Pasquaré et al., 1988), detrás del frente volcánico actual y a una distancia promedio de 75 km al noreste de la Ciudad de México. Esta provincia se define como un arco volcánico de ~1000 km de longitud y un ancho variable de entre 80 y 230 km, que cruza México desde el Océano Pacifico hasta el Golfo de México. En el contexto geodinámico, la FVTM se encuentra emplazada sobre la parte sur de la placa de Norteamérica, la cual es subducida por la placa de Cocos y por la microplaca de Rivera a lo largo de la costa pacífica (Pardo y Suárez, 1995) (Figura 1a). De acuerdo con diversos fechamientos isotópicos, el arco volcánico ha estado activo desde el Mioceno hasta el día de hoy (Pasquaré et. al., 1991; Gómez-Tuena et al., 2005; Ferrari et al., 2012) y su evolución se ha relacionado con características particulares de la provincia como son su orientación oblicua con respecto a la trinchera Mesoamericana y su distribución transversal con respecto a las demás provincias geológicas antiguas del centro-sur de México (Ortega-Gutiérrez et al., 1995; Gómez-Tuena et al., 2005) (Figura 1a).

El basamento antiguo bajo el sector oriental de la FVTM se desconoce ya que está cubierto por cientos de metros de rocas mesozoicas y cenozoicas. De acuerdo con estudios geofísicos desarrollados por Urrutia-Fucugauchi y Flores-Ruiz (1996), experimentos del MASE (Middle America Subduction Experiment, Pérez-Campos et al., 2008) y datos compilados por Ferrari et al. (2012), bajo el área de estudio debe de existir una corteza continental con un espesor de entre 45 y 50 km. Esta corteza podría estar compuesta, de acuerdo a la distribución de terrenos tectono-estratigráficos propuestos por Sedlock et al. (1993) y Ortega-Gutiérrez et al. (1994 y 1995), de rocas precámbricas del micro-continente Oaxaquia (terrenos Maya y Oaxaqueño) y de rocas del terreno Mixteco (Complejo Acatlán) de edad Paleozoica (Nance et al., 2006) (Figura 1a). Por lo tanto, es probable que la corteza inferior - media se encuentre compuesta por metapelitas, gneises de diversos tipos e intrusiones de anortositas, charnokitas y gneises máficos del Precámbrico; así como por meta-sedimentos, meta-basitas e intrusiones graníticas del Paleozoico.

Sobre este basamento antiguo se depositaron secuencias sedimentarias del Mesozoico pertenecientes a la Sierra Madre Oriental, los cuales han sido también identificadas en pozos profundos perforados dentro de la cuenca de México (datos de PEMEX, 1987 y SHCP, 1969 reportados por Vázquez- Sánchez y Jaimes-Palomera, 1989).

También, se indicó de la existencia de intrusivos graníticos de 50±10 Ma en el subsuelo de la cuenca de México (De Cserna et al. 1974) y de la presencia de rocas volcánicas de diversas edades, las cuales fueron muestreadas en pozos profundos (Vázquez-Sánchez y Jaimes-Palomera, 1989; Arce et al., 2013). De acuerdo con Vázquez-Sánchez y Jaimes-Palomera (1989), existe una primera secuencia volcánica del Oligoceno Tardío al Mioceno Temprano compuesta por lavas basálticas (edades K-Ar de 21.7 a 31 Ma). Una segunda secuencia está compuesta por derrames basálticos y andesíticos, identificados también en varios pozos profundos de la cuenca de México, cuyas edades K-Ar varían de 8.7 a 15.8 Ma. Más tarde, Ferrari et al. (2003) obtuvieron 15 nuevas edades de las mismas unidades muestreadas en dichos pozos profundos (rango de edades Ar-Ar de 19.6 a 16.7 Ma), y Arce et al. (2013) encontraron nuevas edades Ar-Ar (entre 13.51 ± 0.28 y 18.37 ± 0.17 Ma) de muestras volcánicas de otro pozo profundo abierto recientemente. Este vulcanismo del Neógeno ha sido también identificado al sur de la cuenca de México, en el Cerro Tepozteco y área de Malinalco por García-Palomo et al. (2000) (edad K-Ar: 21.6±1.0 Ma), Ferrari et al. (2003) (edades Ar-Ar de 16.3±0.2 y 18.3±1.3 Ma) y Lenhardt et al. (2010) (edades K-Ar de 19.4 a 24.1 Ma y edades Ar-Ar: 15.83±1.31 y 21.86±0.20 Ma). También, en rocas de Chalcatzingo, Gómez-Tuena et al. (2008) encontraron una edad del inicio de la actividad de la FVTM (21±0.15 Ma; Ar-Ar). En la Sierra de Guadalupe Lozano-Barraza (en Lugo-Hubp y Salinas-Montes, 1996) obtuvieron edades de entre 14-15 Ma por K-Ar. Dentro del área de estudio, García-Palomo et al. (2002) fecharon por medio de K-Ar la Andesita Apan y la Andesita El Peñon, las cuales presentaron también edades miocénicas de 13.4±0.6 y 12.7±0.6 Ma, respectivamente. López-Hernández (2009) describió la Ignimbrita Tetlapayac, presente en los alrededores de la Ciudad de Apan, Hidalgo, cuya edad Ar-Ar es de 12.6±0.4 Ma.

En el mapa geológico del área de estudio (Figura 2) se muestra la distribución de eventos volcánicos andesíticos-dacíticos y riolíticos del Mioceno distribuidos en afloramientos aislados sobre la Sierra de Apan (cerros Tompeatillo, San José Mirador, Jazmín y Loma Larga) y otras regiones (cerros Las Pailas, Terrerillos y el Balconcillo). Estos afloramientos corresponden a domos, flujos de lava relativamente erosionados y depósitos de ignimbritas de varias decenas de metros de espesor. Sobre estas rocas se emplazaron de manera discordante diversas estructuras volcánicas monogenéticas plio-cuaternarias de composición basáltica y andesita basáltica, cuyas características se detallarán en el presente trabajo. Estas rocas volcánicas monogenéticas se emplazaron después de un hiatus de aproximadamente 7 Ma de acuerdo a las edades disponibles (García-Palomo et al., 2002; López-Hernández, 2009 y datos del presente trabajo).

MATERIALES Y MÉTODOS

El mapa geológico detallado del área de estudio se obtuvo a partir de diversas campañas de trabajo de campo, se utilizaron mapas topográficos del INEGI (www.inegi.org.mx) escala 1:50:000 y dispositivos GPS. Las medidas morfológicas de los conos de escoria y el área que cubrieron los flujos de lava se realizaron mediante la utilización de modelos digitales de elevación (DEM), confeccionados a partir de datos vectoriales del INEGI a escala 1:50000 con curvas de nivel a cada 20 m de intervalo. Se utilizaron programas como Global Maper ©.

Se obtuvieron 10 edades por medio del método de K-Ar de rocas pertenecientes al área de estudio. Seis muestras fueron fechadas en el Laboratoire des Sciences du Climat et de l'Environnement (LSCE, Gif-sur-Yvette), Francia y cuatro muestras se fecharon en el Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS) del Instituto de Geología de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM). Las edades de las seis muestras analizadas en Francia fueron obtenidas a partir del concentrado de matriz (fracciones de 250 a 125 μm). La fracción de matriz fina se separó de los fenocristales mediante separadores magnéticos, gravimétricos y manualmente bajo un microscopio binocular, y posteriormente se lavaron con ácido acético (C₂H₄O₂ ) en ultrasonido (Guillou et al., 1996). La concentración de potasio se midió por medio de espectrofotometría de absorción atómica (precisión relativa de 1%). La abundancia y composición isotópica del Ar se determinó mediante la técnica sin trazador descrita por Charbit et al. (1998). El argón se extrajo por medio de calentamiento por radiofrecuencia a partir de una muestra de entre 0.2 y 1.0 g el cual se transfirió a una línea de vidrio al alto vacío. Las determinaciones isotópicas se realizaron en un espectrómetro de masas con radio de 6 cm y 180° bajo un potencial de aceleración de 620 V y en modo estático. La composición isotópica atmosférica de los blancos se verificó mediante la repetición de mediciones de muestras con edad de cero. Las calibraciones se basan en determinaciones periódicas de estándares internacionales de edades conocidas de acuerdo con lo propuesto por Charbit et al. (1998).

Tres de los cuatro fechamientos por K-Ar, realizados en el LUGIS de la UNAM, se efectuaron sobre concentrados de matriz (tamaño de grano de 250 a 150 µm) y uno sobre un concentrado de sanidino. La concentración de potasio se determinó por medio de Fluorescencia de rayos X en el LUGIS de la UNAM de acuerdo a la técnica descrita por Solé y Enrique (2001). Las relaciones isotópicas de argón se midieron en un espectrómetro de masas MM1200. El procedimiento para su extracción fue realizado de acuerdo a Solé (2009). Los errores obtenidos en las determinaciones de argón se añaden en forma gaussiana a los de la pesada de la muestra y la medición de K, lo que formará finalmente el error de la edad. Se utilizaron estándares de biotita HD-B1 y LP-6, cuyas edades reconocidas son de 24.0 y 128 Ma, respectivamente para la calibración del método (Odin et al., 1982; Fuhrmann et al., 1987).

Se determinaron las características mineralógicas y texturales de 43 láminas delgadas de rocas volcánicas del área de estudio, bajo un microscopio marca Olympus BX60. Los porcentajes modales de los minerales se determinaron mediante el uso de un contador de puntos manual. El número de puntos por lámina fue mayor a 800.

Se obtuvieron las concentraciones de elementos mayores de 41 muestras de roca por medio de Fluorescencia de Rayos X (FRX) en el Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS) del Instituto de Geología, UNAM. Se utilizó un espectrómetro Siemens SRS-3000 de acuerdo con la metodología descrita por Lozano-Santa Cruz et al. (1995). Los errores analíticos en este laboratorio son menores a 1%. Las concentraciones de elementos traza, incluidos los elementos de Tierras Raras, de 31 muestras fueron determinadas en el Laboratorio de Espectrometría de Masas del Centro de Geociencias, UNAM (www.geociencias.unam.mx). Los errores analíticos de los elementos traza y Tierras Raras en este laboratorio son menores a 4% y se utilizan estándares internacionales para la corrección de los datos.

RESULTADOS

Geología del Campo Volcánico Apan-Tecocomulco (CVAT)

Se identificaron algunas estructuras dómicas de composición dacitica a riolitica y algunos flujos de obsidiana emplazados durante el Plio-Pleistoceno. Uno de estos domos (Cerro Yehualica) se localiza al SW del área de estudio, cerca de la Ciudad de Calpulalpan (Figura 2). El domo presenta una morfología semicircular, con un diámetro basal de 1.8 km y una altura sobre el terreno de 170 m, y se ubica sobre la traza de la Falla NE-SW Apan - Tláloc, descrita por Huízar-Álvarez (1999) y García-Palomo et al. (2002). Este se encuentra cubierto parcialmente por gruesos depósitos piroclásticos del estratovolcán Tláloc, lo que produjo escasos afloramientos de grandes bloques de lava de algunos metros de longitud. El relieve y la forma de esta estructura son similares las coulée-flow descritas por Blake (1989) y Francis y Oppenheimmer (2004). Estas presentan una morfología intermedia entre un domo y un flujo de lava muy espeso con protuberancias en el frente y pendientes pronunciadas. Una muestra sana de estas rocas fue fechado por K-Ar (concentrado de matriz vítrea, Tabla 1) en 1.1±0.4 Ma (muestra Cal-6).

El Cerro Blanco es otra pequeña estructura dómica relativamente erosionada, localizada al NE del área de estudio, cerca de la población de El Tepozán (Figura 2). Este domo presenta un diámetro de ~1.4 km y una altura de 350 m sobre el nivel del entorno. En la cima se presentan afloramientos en forma de peñascos y bloques de lava de entre 4 y 5 m de espesor, de color gris medio en la fractura a rosáceo al intemperismo de composición dacítica. Una muestra de estas rocas se fechó por medio de K-Ar (muestra Cal-65, Tabla 1) en 3.0 ± 0.4 Ma, que corresponde al Plioceno Medio.

Hacia el NE del área de estudio, muy cerca del borde suroeste de la caldera de Acoculco, afloran flujos masivos de obsidiana de color gris oscuro a negro, la cual se denominó en el presente trabajo como Obsidiana Acoculco (Figura 2). Esta unidad cubre una superficie de ~33.28 km² y se pueden apreciar flujos de obsidiana intercalados con lentes de una roca félsica afanítica de color blanco con desvitrificación a esferulitas. De acuerdo a la morfología y a la dirección de los flujos de la obsidiana, se propone que la fuente de erupción se ubica en el borde SW de la caldera de Acoculco. Una muestra de esta obsidiana arrojó una edad de 1.274 ± 0.027 Ma (muestra Cal-92, Tabla 1). López-Hernández (2009) describe una unidad riolítica compuesta por domos que denominó como Riolita Pre-Caldera Acoculco, localizada en el borde SW de la caldera, de la cual obtuvo una edad de 1.7 ± 0.4 Ma por K-Ar. En el presente trabajo se consideró que la Obsidiana Acoculco se emplazó en un evento posterior a la Riolita Pre-Caldera.

Flujos de lava de Andesita basáltica

Se identificaron flujos de lava masivos al NE de la Ciudad de Apan (Figura 2), en los cerros El Toronjil, Cuautlatilpan y Avilés, los cuales se ubican sobre la falla NE-SW Apan – Tláloc. Estas lavas cubren de manera discordante a andesitas, dacitas y riolitas del Mioceno (García-Palomo et al., 2002, López-Hernández, 2009). El cerro El Toronjil tiene una altura de 350 m sobre el nivel de los llanos y está formado por flujos de lava andesítica basáltica, con una extensión de 2.5 km. La morfología del cerro es redondeada, ligeramente alargada hacia el NW y cortada por barrancas producidas por la erosión. La muestra Cal-41 fue fechada en 2.5 ± 0.7 Ma por medio de K-Ar (Tabla 1), lo cual ubica a estas lavas en el límite del Plioceno-Pleistoceno.

Los cerros Cuautlatilpan y Avilés se encuentran en la parte más alta de la Sierra de Apan y exhiben una morfología alargada formada por flujos de lava de andesita basáltica. Estos flujos se desplazaron hasta una distancia de ~2 km y cubren parcialmente a rocas félsicas miocénicas de La Peña de los Órganos y andesitas de la Sierra de Apan (Figura 2). El Cerro Avilés se considero una prolongación de las lavas del C. Cuautlatilpa hacia el suroeste, ya que ambos presentan características petrográficas similares. Las características morfológicas y estratigráficas que presentan las lavas de estos cerros son análogas a las del cerro Toronjil, por lo que se consideraron contemporáneos.

Conos de escoria y flujos de lava asociados

En el CVAT se identificaron 27 conos de escoria de composición basáltica a andesita basáltica, algunos de los cuales coronan a volcanes escudo, y que de acuerdo con edades disponibles en la literatura y a fechamientos K-Ar obtenidos en el presente trabajo se formaron en un período inferior a 2 Ma (Tabla 1, muestras Cal-82: 0.188 ± 0.006 Ma, Cal-49: 0.367 ± 0.020 Ma, Cal-10: 2.0 ± 0.6 Ma y Cal-40: 0.646 ± 0.015 Ma). En 11 conos de escoria se encontró una asociación directa con flujos de lava que alcanzan hasta ~8 km de longitud. Estos flujos de lava presentan espesores de entre 3 a 5 m y se distribuyen de manera casi radial con respecto al cono o en una sola dirección, siguiendo la topografía de la zona (Figura 2).

La distribución de los conos monogenéticos en el CVAT parece seguir un patrón muy claro relacionado con la presencia de un sistema de fallas NE-SW (Figura 1b; 2), como lo sugirieron varios autores (De Cserna et al., 1988; Huízar-Álvarez et al., 1997; García-Palomo et al., 2002; Alatriste-Vilchis et al., 2005). Estos últimos autores propusieron un modelo estructural a partir de datos geofísicos, en el cual la subcuenca de Tecocomulco es considerada como un semigraben orientado NE-SW 30° y donde la falla Apan – Tláloc sería el límite sureste de la estructura.

Se determinaron los parámetros morfométricos como la altura del cono (Hco), ancho de la base del cono (Wco) y diámetro del cráter del cono (Wcr) de acuerdo a la metodología de Porter (1972), Wood (1980) y Hasenaka y Carmichael (1985) (Tabla 2). Del total de conos identificados, solamente se pudo utilizar esta metodología en 12 conos, ya que se encontraron algunos problemas como son fenómenos de intemperismo y erosión, sepultamiento parcial de los conos por material removido o transportado por fenómenos gravitacionales y actividad antropogénica. En la Tabla 2 se puede observar que los conos de escoria con edades entre 2 y 0.37 Ma presentan valores de Hco/Wco de 0.114 a 0.139, mientras que los conos con edades menores a 0.37 Ma presentan valores de Hco/Wco de 0.143 a 0.175.

Volcanes escudo

En el área de estudio se identificaron cuatro volcanes escudo de composición de andesita basáltica cuyas características se resumen en la Tabla 3. Los volcanes Santa Ana, La Lagunilla y El Viejo de Tultengo se encuentran alineados en una dirección ~NE-SW, dentro del semigraben de Apan (García-Palomo et al., 2002) y juntos forman la sierra de Santa Ana – Tultengo (Figura 2). El volcán El Coyote se ubica de manera aislada hacia la parte norte del área de estudio (Figura 2). Las lavas de los volcanes son radiales y presentan espesores de alrededor de 5m. El emplazamiento de estas estructuras ocurrió en un tiempo relativamente corto ya que se tienen edades de entre 0.625 ± 0.014 Ma. y 0.538 ± 0.014 Ma (Tabla 1, muestras Cal-124 y Cal-130, respectivamente). En el caso de las lavas del volcán El Coyote, se sugiere que éstas tienen una edad relativamente similar a los otros volcanes escudo, ya que se encuentran sobreyacidas discordantemente por las lavas del cono de escoria San José Coliuca cuya edad es de 0.188 Ma (Tabla 1).

Depósitos piroclásticos Tláloc y aluviales

En la porción SW del mapa geológico (Figura 2) se observaron algunos depósitos piroclásticos producidos por el estratovolcán Tláloc. Estos depósitos sepultaron parcial o totalmente a rocas y estructuras del Mioceno, pero también del Pleistoceno. Huddart y González (2004), Hernández-Javier (2007) y Rueda et al. (2013) establecen que los depósitos piroclásticos más recientes del estratovolcán Tláloc presentan edades de radiocarbono de entre 31000 a 37220 años (A.P.).

Finalmente, las planicies y subcuencas que circundan a las estructuras volcánicas plio-cuaternarias y miocénicas se encuentran rellenas por depósitos piroclásticos, fluviales y lacustres cuyos tamaños de partículas varían de bloques - gravas a arcillas. Sondeos eléctricos verticales realizados por Huízar-Álvarez (1999) permitieron definir la disposición de estos sedimentos en el subsuelo, los cuales llegan a alcanzar espesores de 400 m en promedio.

En la Tabla 4 se presenta el análisis modal de 31 láminas delgadas de las lavas y productos piroclásticos representativos de las diferentes unidades del CVAT. Enseguida se describirán sus principales características.

Rocas silícicas (dacitas – riolitas)

Los domos Cerro Blanco y Cerro Yehualica están conformados por rocas con texturas porfídicas que incluyen fenocristales de cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, anfíbol y escaso piroxeno en una matriz vítrea parcialmente desvitrificada a esferulitas. El cuarzo (8–15% modal) se presenta en fenocristales (de 0.5 a 4 mm) subedrales, distribuidos aleatoriamente en la roca y algunas veces con contornos engolfados (Figura 3a). Se observaron fenocristales grandes (de 1 a 4 mm) de oligoclasa-andesina (entre 13 y 18%), con textura de tamiz (Figura 3b), bordes de reacción y/o redondeados, lo que sugiere procesos de desequilibrio posteriores a su cristalización. También se tiene algunos fenocristales de tamaños menores (de 0.6 a 1.68 mm) de este mineral con maclado polisintético y ligero fracturamiento interno. El sanidino (<1% modal) está en fenocristales (~0.8 mm) subedrales y ligeramente fracturados. Se presenta hornblenda (~1% modal) con tamaños promedio de 0.4 mm y pleocroísmo de pardo a verde, así como minerales opacos de óxidos de Fe y Ti que rodean o sustituyen completamente a los fenocristales del anfíbol, lo que produce seudomorfos. El domo Cerro Blanco contiene escasos fenocristales(~1%) y microcristales de hiperstena. La matriz (62 a 74 % modal) está compuesta por vidrio de color gris claro, desvitrificado a esferulitas de feldespato potásico y cristobalita, además de microlitos de plagioclasa y escaso piroxeno. La matriz está ligeramente alterada a minerales arcillosos y óxidos de hierro, debido a intemperismo.

La textura de la obsidiana riolítica Acoculco es holohialina (sin cristales), con vidrio de color gris claro a pardo claro, el cual algunas a veces presenta vesículas rellenas de zeolita radial, lo que forma una estructura amigdaloide.

Rocas máficas (basaltos y andesitas basálticas)

Todas las rocas máficas contienen escasos fenocristales (2 % modal) de andesina - labradorita en dos tamaños (de 1 a 1.2 mm y de 0.1 a 0.3 mm), de forma euedral - subedral, con maclas polisintéticas y zoneamiento. La mayoría de los cristales de andesina-labradorita se presentan en forma de microlitos orientados como parte de la matriz, en asociación con vidrio y minerales opacos. El olivino es relativamente abundante en la mayoría de las rocas máficas (2 a 17 % modal, Tabla 4) y se presenta en fenocristales (0.5 a 2 mm) subedrales (Figura 3c) con escasas inclusiones de magnetita y cromita. En algunos casos los fenocristales de olivino muestran signos de reabsorción a iddingsita. Augita-diópsida (entre 1 y 3 % modal) está presente en fenocristales (de 0.5 a 1.4 mm) subedrales, pero también se identificaron en la matriz. En algunos basaltos y andesitas basálticas existe escasa hiperstena en fenocristales (Tabla 4) subedrales ligeramente fracturados (Figura 3d).

La matriz de las rocas (>66 % modal) está compuesta por microlitos de plagioclasa (andesina-labradorita), escasos microcristales de piroxeno, olivino y óxidos de Fe y Ti contenidos en un vidrio oscuro. La cantidad de vidrio es abundante en rocas (~40 % modal) de los conos San Antonio y El Resorte.

GEOQUÍMICA

Los resultados de los análisis químicos de elementos mayores y traza de muestras del CVAT se presentan en la Tabla 5. En el diagrama de álcalis vs. sílice (TAS, Le Bas et al., 1986) de la Figura 4a se puede observar que algunos conos de escoria y lavas asociadas se clasificaron como basaltos (SiO₂ de 49 a 51 % en peso), pero la mayoría de las estructuras monogenéticas presentan composiciones de andesita basáltica (SiO₂ de 52 a 57% en peso). Además, se identificó un traquibasalto (muestra Cal-98), algunas traquiandesitas basálticas (muestras Cal-45 y Cal-57) y andesitas (muestras (Cal-131, Cal-132, Cal-126 y Cal-129). Contrastan las composiciones de las rocas silícicas plio-cuaternarias cuyas concentraciones de sílice son de 69, 76 y 77% en peso (Figura 4a). Todas las rocas volcánicas analizadas caen dentro de la serie subalcalina, de acuerdo al límite propuesto por Irvine y Baragar (1971) (Figura 4a), con la excepción de ciertas muestras de basalto, traquibasalto y traquiandesita basáltica que se pueden considerar como ligeramente alcalinas. En el diagrama AFM de la Figura 4b se puede observar que todas las muestras se encuentran dentro de la serie calcoalcalina.

La Figura 5 presenta algunos diagramas de tipo Harker para las rocas analizadas. La mayoría de las muestras de las estructuras volcánicas se ubican dentro de la serie con potasio intermedio (Figura 5a), con una ligera correlación positiva de K₂O con respecto al SiO₂, mientras que las muestras más silícicas son altas en potasio (Figura 5a). En otros diagramas bidimensionales se pueden observar correlaciones negativas de SiO₂ con respecto a las concentraciones de MgO, Fe₂O₃t, P₂O₅, TiO₂, (Figura 5b, 5c, 5d y 5e), CaO y MnO (diagramas no mostrados). Estas tendencias negativas podrían explicarse por procesos de cristalización fraccionada (fraccionamiento de minerales ferromagnesianos, plagioclasa, óxidos de Fe y Ti, y apatito) o una ligera asimilación cortical, ya que las concentraciones de sílice de la mayoría de las rocas analizadas varían de 49 a 58% en peso.

Elementos traza

En la Figura 6 se presentan diagramas de variación de algunos elementos traza con respecto a las concentraciones de MgO y de SiO₂. Se observan correlaciones positivas del Co y el Cr con respecto al MgO (Figura 6a y 6b), lo que puede resultar de la cristalización fraccionada de olivino, piroxeno y cromita en las rocas máficas. En las rocas silícicas se presentan concentraciones anómalas de Cr relativamente altas, el cual podría estar presente en la matriz vítrea. En cuanto al Nb con respecto al MgO, se puede ver en la Figura 6c que no existe correlación, lo cual es relativamente normal para rocas derivadas de arcos volcánicos. Solamente se observa que la mayoría de los conos de escoria basálticos y de andesita basáltica presentan mayores concentraciones de Nb (15 a 30 ppm) que los volcanes escudo y flujos de lava (4 a 9 ppm). Por otra parte, en la Figura 6d se puede observar una ligera correlación positiva del Rb respecto al SiO₂ pero con una gran dispersión; mientras que las concentraciones de Zr muestran una ligera tendencia negativa respecto al contenido de SiO₂ (diagrama no mostrado aquí). En el caso del Sr, no se observa ninguna correlación con la sílice (Figura 6e).

Las andesitas basálticas muestran patrones de REE relativamente similares a los basaltos, pero con una mayor dispersión en sus concentraciones totales (ΣREE: 76–175 ppm) (Figura 7b). Presentan relaciones de (La/Yb)_N: 3.4–9.9 y de (Gd/Yb)_N: 1.6–2.0. Estos datos sugieren que las fuentes magmáticas de las rocas serían heterogéneas dentro del manto.

Las andesitas, dacitas y riolitas presentan patrones de REE contrastantes con respecto a las rocas máficas, con menores concentraciones de estos elementos (ΣREE: 80–101 ppm) y fuertes anomalías negativas de Eu (Figura 7b). Sin embargo, se observan patrones relacionados con la subducción ((La/Yb)_N: 6.7–7.4). En el caso de la Obsidiana Acoculco se puede determinar una mayor concentración de Tierras Raras (258 ppm) y una anomalía negativa de Eu mas acentuada (Figura 7b).

La Figura 8a presenta el diagrama multielemental para las muestras de basalto, andesitas y traquiandesitas basálticas, mientras que la Figura 8b presenta el diagrama multielemental para las andesitas basálticas y rocas silícicas. Los basaltos presentan un patrón compacto y poco variable (Figura 8a), con anomalías positivas poco pronunciadas de Ba, K, La y Pb, así como muy pequeñas anomalías negativas de Ti, pero no se observan anomalías negativas de Nb y Ta respecto de los elementos de radio iónico grande (LILE), que son típicas de ambientes de subducción. La mayoría de las andesitas basálticas y rocas silícicas presentan patrones diferentes con concentraciones variables de estos elementos traza en comparación con los basaltos (Figura 8b). En esta figura se puede ver enriquecimiento relativo de algunos elementos LILE (anomalías positivas de Ba y K), así como del Pb y Sr, respecto de elementos HFSE (anomalías negativas de Nb y Ta), del Ti y P. Estos patrones se han considerados como típicos del magmatismo asociado con zonas de subducción (Pearce, 1983; Hawkesworth et al., 1993). No obstante, ciertas muestras de andesita basáltica (Cal-21, Cal-23, Cal-58 y Cal-86) presentan un comportamiento similar a los basaltos. Finalmente, se puede considerar que los basaltos, un traquibasalto y ciertas andesitas basálticas no presentan los patrones típicos de magmas relacionados con zonas de subducción.

DISCUSIÓN

Con base en datos geocronológicos y estratigráficos presentados aquí, así como resultados publicados por diferentes autores se puede proponer la siguiente sucesión de eventos volcánicos para esta porción del sector oriental, la cual se ha representado de manera esquemática en un perfil casi norte-sur que abarca desde el frente volcánico actual (volcán Popocatépetl) hasta el norte de la Caldera de Acoculco, límite de la FVTM con la Sierra Madre Oriental (Figura 9). Dentro de este perfil, sobre secuencias sedimentarias marinas mesozoicas se emplazaron de manera discordante rocas andesíticas y silícicas durante un período que va de ~19 a ~12 Ma (Mioceno Temprano-Medio), aunque existe una edad de ~5 Ma de U-Pb de zircones pertenecientes a una ignimbrita (Arce et al., 2013). Posteriormente, de acuerdo con datos geocronológicos disponibles hasta el día de hoy, se produjo un hiatus volcánico de aproximadamente 7 Ma en la región de Apan – cuenca de México. La ausencia de magmatismo durante este período ha sido asociada con cambios tectónicos importantes ocurridos durante la evolución de la FVTM (Gómez-Tuena et al., 2005; Ferrari et al., 2012). De acuerdo con estos autores, la placa oceánica subducía de manera sub-horizontal a lo largo de la trinchera Mesoamericana durante el Mioceno Temprano y Tardío. Esto produjo el emplazamiento de magmas con características geoquímicas indicativas de la fusión de la placa en subducción a distancia de hasta ~485 km de la trinchera (Gómez-Tuena et al., 2003; Mori et al., 2007). Un reacomodo de las características tectónicas para el sur de México produjo probablemente el avance del arco volcánico hacia el norte de la FVTM durante el Mioceno Tardío – Plioceno Temprano (García-Palomo et al., 2002; Ferrari et al., 2012). Esto debido a que se mantenía una subducción sub-horizontal de la placa oceánica. Así, no se registró vulcanismo en el CVAT durante este período ya que éste apareció hacia la parte norte de los estados de Querétaro e Hidalgo.

A finales del Plioceno Temprano se reanudó la actividad volcánica de manera importante en esta porción de la Faja Volcánica, por lo que se emplazaron algunos domos dacíticos, depósitos de ignimbritas y algunos conos de escoria en las regiones de Apan y de Acoculco, cuyas edades varían entre 3 y 2 Ma (López-Hernández, 2009; presente trabajo). Después, entre 2 y 1 Ma se produjo abundante vulcanismo silícico y andesítico en la Caldera de Acoculco (López-Hernández, 2009) y continuaron formándose algunos conos de escoria en la región de Apan – Tecocomulco. Durante este mismo período se emplazaron los primeros eventos volcánicos bajo la parte norte y central de la Sierra Nevada (Tláloc-Telapón e Iztaccíhuatl) (Nixon, 1989; García-Tovar y Martínez-Serrano, 2011; Cadoux et al., 2011). Entre 1 y 0.5 Ma se produjo una menor cantidad de eventos volcánicos en la Caldera de Acoculco (López-Hernández, 2009), en la región de Apan-Cd. Sahagún se emplazaron los principales volcanes escudo y conos de escoria (Valadez-Cabrera, 2012; presente trabajo), mientras que en el Tláloc, Telapón e Iztaccíhuatl se construyeron diversos domos y flujos de lava de andesita y dacita que formaron la base de las estructuras (Nixon, 1989; García-Tovar y Martínez-Serrano, 2011; Cadoux et al., 2011; Macías et al., 2012) (Figura 9). Posteriormente, entre 0.5 y 0.1 Ma se formaron diversos conos de escoria en la región de Apan – Tecocomulco - Cd. Sahagún, así como algunos domos dacíticos (Carrasco-Núñez et al., 1997; Valadez-Cabrera, 2012; presente trabajo). En la Caldera de Acoculco la actividad magmática disminuyó considerablemente y se volvió de composición basáltica (López-Hernández, 2009), mientras que en la Sierra Nevada se registró el emplazamiento de domos y flujos de lava de andesita y dacita que formarían las cumbres de estas estructuras (Nixon, 1989; García-Tovar y Martínez-Serrano, 2011; Cadoux et al., 2011; Macías et al., 2012). Casi de manera contemporánea, en el Popocatépetl se emplazaron importantes flujos de lava que construyeron la estructura Nexpayantla, predecesora del cono actual (Siebe y Macías, 2006). Finalmente, de 0.1 Ma al Reciente, se registró actividad volcánica principalmente en el Popocatépetl, Iztaccíhuatl, Tláloc y Telapón y en algunos conos de escoria situados al norte de esta sierra (Nixon, 1989; Huddart y González, 2004; Siebe y Macías, 2006; Hernández-Javier, 2007; Macías et al., 2012; Rueda et al., 2013) (Figura 9).

Como se puede ver, el magmatismo inició en la parte norte del CVAT, Caldera de Acoculco y ciertas partes de Apan - Tecocomulco desde el Plioceno Temprano, para ir progresivamente avanzando hacia el sur donde se ubica el actual frente volcánico. Si las edades hasta ahora encontradas son representativas del reinicio esta actividad ígnea, se podría proponer que la velocidad de aparición del vulcanismo plio-cuaternario, desde la región norte hacia el sur fue de ~40 km por ~1 Ma. Esta hipótesis se puede proponer con base en la distancia promedio que existe entre la caldera de Acoculco y la posición del volcán Popocatépetl que es de ~110 km, junto con las edades encontradas en las referencias y el presente trabajo. Posteriormente, la actividad volcánica se extendió de manera contemporánea durante el último millón de años, desde la caldera de Acoculco hasta el Popocatépetl. Márquez et al. (2001) propusieron la existencia de una migración del magmatismo de norte a sur, con una velocidad promedio de 27 km por 1 Ma, la cual es menor a la que se sugiere en el presente trabajo. Además, estos autores consideraron que el vulcanismo se extinguió en el tras-arco, a medida que éste avanzaba hacia el sur, lo cual no es consistente con la distribución de edades mostrada en la Figura 9 y que indica que la actividad eruptiva se ha mantenido casi continua desde hace ~1 Ma en esta parte del sector oriental de la FVTM.

Evolución geoquímica de los magmas

Las rocas plio-cuaternarias máficas del CVAT exhiben texturas microlíticas con escasos fenocristales de olivino y plagioclasa sin presentar importantes signos de inestabilidad química con respecto a la matriz vítrea o de microlitos. Estas características petrográficas sugieren que los magmas ascendieron de manera relativamente rápida hasta la superficie. Por otra parte, las rocas silícicas de los domos Yehualica y Cerro Blanco presentan edades, características petrográficas y geoquímicas (Figuras 7 y 8) que no muestran relaciones genéticas con los magmas máficos, por lo que se descarta que estas rocas silícicas fueron producidas por fenómenos de cristalización fraccionada a partir de los magmas basálticos.

En cuanto al comportamiento de elementos mayores de todos los basaltos, un traquibasalto, andesitas basálticas y andesitas, se podría considerar la existencia de ligeros procesos de cristalización fraccionada entre ellos, a partir de un magma máfico primitivo. La relación MgO vs. CaO/Al₂O₃ (Figura 10a) para las muestras analizadas sugiere la existencia de posibles procesos de cristalización fraccionada de olivino y clinopiroxeno para estas rocas máficas. Además, las anomalías negativas de Eu que presentan algunas rocas máficas (Figura 7) se pueden asociar con la existencia de condiciones de baja fugacidad de oxígeno y cristalización fraccionada de plagioclasa y clinopiroxeno en la fuente, los cuales van a ser retenidos aquí.

Según el modelo más aceptado (Ferrari et al., 2012 y referencias incluidas), el magmatismo de la FVTM se puede asociar con procesos de subducción en los cuales la placa subducida puede deshidratarse, fundirse y producir diferentes grados de metasomatismo en la cuña del manto litosférico (Tatsumi and Hanyu, 2003). Las relaciones de elementos traza incompatibles móviles e inmóviles pueden aportar información sobre los posibles componentes que intervinieron en los procesos de fusión y formación del fundido magmático en este ambiente. Este es el caso de las relaciones Ba/Th vs. Th/Nb de la Figura 11a, donde se aprecia que existe una aportación de fluidos derivados del slab o placa en subducción hacia la cuña del manto para la mayoría de las andesitas basálticas y algunos basaltos del área de estudio, cuyos valores de Ba/Th se encuentran entre 100 y 200. También, los valores de Th/Nb que exhiben algunos conos de escoria en dicha figura sugieren un aporte de la fusión de sedimentos hacia el manto. Es necesario mencionar que aunque la mayoría de los basaltos más recientes del CVAT presentan valores altos de la relación Ba/Th, éstos también presentan relaciones de La/Sm_N y Th/Nb muy similares a los magmas OIB promedio a nivel mundial, por lo que es innegable que el vulcanismo más reciente está relacionado con un manto enriquecido pero a la vez modificado por componentes de la subducción.

Por otra parte, con el fin de identificar la posible influencia de la corteza continental sobre la composición de los magmas plio-pleistocénicos del área de estudio, se graficaron las relaciones Rb/Y vs. Nb/Y en la Figura 11b. Se pueden observar que la mayoría de las rocas maficas presentan valores relativamente pequeños y variables de la relación Rb/Y lo que sugiere poca contaminación cortical. Lo anterior se comparó con respecto a la posición que guardan xenolitos corticales analizados por Schaaf et al. (2005) y representados en la misma figura.

Relaciones tectono-magmáticas

De acuerdo con resultados geofísicos (MASE) y modelos numéricos (Pérez-Campos et al., 2008; Ferrari et al., 2012), la configuración tectónica actual de la placa en subducción indica que ésta subduce de manera sub-horizontal a la placa continental hasta donde se ubica el actual frente volcánico, representado por la Sierra Nevada y Sierra Chichinautzin. Aquí la placa subducida se encontraría a una profundidad de ~100 km. Posteriormente, la placa se hunde con un fuerte ángulo (~65°), por lo que el slab bajo el CVAT se encontraría a ~300 km de profundidad. Para entender la generación del magmatismo transicional producido en los últimos 2 Ma en el área de estudio es necesario identificar la evolución tectónica que ha tenido la FVTM en su sector oriental desde el Mioceno al Reciente. De acuerdo con algunos autores (Gómez-Tuena et al., 2005; Mori et al., 2007; Ferrari et al., 2012) durante el Mioceno Medio – Tardío se produjo magmatismo calcoalcalino con firmas adakiticas, a ~400 km de la trinchera, el cual se ha asociado con la existencia de un proceso de subducción sub-horizontal. Este episodio magmático se ha identificado en rocas volcánicas de está edad dentro del CVAT (García-Palomo et al., 2002 y Valadez-Cabrera, 2012). Al mantenerse este escenario de subducción durante el Mioceno Tardío - Plioceno Temprano, el magmatismo migró hacia el norte de la FVTM, mientras que en el área de estudio ocurrió un hiatus volcánico de ~7 Ma. De acuerdo con Ferrari (2004), Ferrari et al. (2005) y Orozco-Esquivel et al. (2007) el magmatismo de esta edad presenta características similares a los basaltos de islas oceánicas, el cual se ha relacionado con el ascenso de manto astenosférico a través de la posible ruptura o detachment de la placa sub-horizontal en subducción. La intensa inyección de magmas astenosfericos en la base de la corteza, produjo la fusión parcial de ésta y la formación de magmatismo silícico emplazado a través de algunas calderas (Ferrari et al., 2012). En el presente trabajo se propone que los domos silícicos Yehualica y Cerro Blanco, con edades del Plioceno, se formaron de manera relativamente similar a dichas calderas, ya que no guardan relaciones genéticas con el magmatismo máfico cuaternario del área de estudio. Por lo tanto, es probable que los magmas silícicos que formaron estos domos se hayan producido por la fusión parcial de la corteza inferior, afectada por la inyección de magmas máficos en esta estructura. Las pruebas de esta hipótesis son escasas, pero modelos geoquímicos y numéricos recientes sugieren que este tipo de fenómenos se han producido en otros ambientes donde el ascenso de manto astenosférico sometido a descompresión aporta importantes cantidades de magmas y fluidos hacia la corteza inferior, lo que produce su fusión parcial (Annen et al., 2006).

Se puede considerar que el mejor modelo tectono-magmático que explica los datos estratigráficos y geoquímicos encontrados en las rocas máficas ≤2 Ma del CVAT, es el que sugiere el retroceso o Roll-back de la placa sub-horizontal en subducción (Mori et al., 2007; Ferrari et al., 2012). Este retroceso se produce por el hundimiento de la placa al enfriarse y aumentar su densidad progresivamente, lo cual causó la migración del arco hacia la trinchera y un incremento en la contribución de los componentes del slab hacia los fundidos. Es probable que durante el Plioceno – Pleistoceno el retroceso de la placa produjo el ascenso de manto astenosférico enriquecido, el cual deshidrató y fundió parte del slab subducido, lo que explicaría la composición de los magmas transicionales encontrados en el área de estudio y la fuente heterogénea de la cuña del manto. Los magmas generados fueron inyectados en la base de la corteza y algunos de ellos ascendieron a través de las posibles trazas de las fallas NE-SW que existen en el área.

El vulcanismo plio-cuaternario del CVAT está representado por la formación de domos dacíticos – riolíticos, flujos de lava y algunos conos de escoria de andesita basáltica. Estos se emplazaron durante un período de entre 3.0 a 1.0 Ma. Posteriormente, entre 1.0 y 0.5 Ma se formaron volcanes escudo y conos de escoria con una composición dominante de andesita basáltica. La mayoría de estas rocas presenta características de magmas asociados con zonas de subducción pero otras muestran características de magmas transicionales. Finalmente, entre 0.5 y 0.118 Ma se emplazaron abundantes conos de escoria basáltica y lavas asociadas que exhiben características de magmas transicionales pero con una mayor influencia de un manto enriquecido. Las características petrográficas y geoquímicas que presentan las rocas de este campo sugieren que son el resultado de la fusión parcial de una fuente heterogénea compuesta por una cuña del manto afectada por componentes de la subducción y fundidos derivados de un manto astenosférico enriquecido. Los fenómenos magmáticos observados en el CVAT y en otras regiones del sector oriental de la FVTM pueden ser asociados con procesos tectono-magmáticos producidos por el retroceso de la placa en subducción hacia la trinchera desde el Plioceno Temprano hasta el Cuaternario.

AGRADECIMIENTOS

El financiamiento de este trabajo fue aportado por el proyecto PAPIIT-DGAPA IN103412-3 y por financiamiento otorgado por el Posgrado en Ciencias de la Tierra de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM). El primer autor agradece al programa de becas del CONACYT por su apoyo en la realización de los estudios de Doctorado. Agradecemos a los Doctores Marie-Nöelle Guilbaud y José Luis Arce Saldaña por la profunda revisión realizada al presente manuscrito, así como al Doctor Peter Schaaf por sus observaciones. También agradecemos a la Quim. Patricia Girón del Laboratorio de Fluorescencia de Rayos X (LUGIS del Instituto de Geología, UNAM) por su participación en la determinación de las concentraciones de los elementos mayores y algunos elementos traza. A la M. en C. Ofelia Pérez Arvizu del Laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI del Centro de Geociencias, UNAM, Juriquilla, Querétaro) por la determinación de elementos de Tierras Raras y otros elementos traza. Al Ing. Teodoro Hernández del Laboratorio de Molienda y Separación de Minerales (LUGIS del Instituto de Geofísica, UNAM), por su ayuda en la preparación mecánica de rocas y obtención de concentrados de matriz de rocas volcánicas para fechamiento por K-Ar. Finalmente a la M. en G. Irma Fabiola Mendiola López (Laboratorios A y B de Sedimentología Volcánica).

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