3.1 Levantamiento geológico, secciones litoestratigráficas e identificación de facies

Se realizó un trabajo de campo exhaustivo, mapeando una superficie de 15 km², en donde se levantaron y midieron 16 secciones litoestratigráficas (Figura 2b, Tabla 1) en el perímetro del anillo de tobas, identificándose las facies que conforman cada deposito a través de la secuencia, describiendo los depósitos, su geometría, espesor, continuidad, contactos y estructura. Las características sedimentarias observadas en depósitos volcánicos tienen su base en los criterios de clasificación propuestos por ^{Cas & Wright (1987}; op. cit. in ^{Murcia et al., 2013}) a su vez basados en los resultados de ^{Walker (1971)} y actualizados bajo los conceptos de ^{Branney y Kokelaar (2002)}. Al tiempo que se levantaban las secciones litoestratigráficas, se realizó un muestreo sistemático de las diferentes unidades que conforman la secuencia eruptiva en general. Se obtuvieron en total 20 muestras para este estudio (13 muestras de rocas piroclásticas de litificación baja a nula para granulometría, conteo de componentes y morfología de partículas, y 7 muestras para análisis de geoquímica (seis muestras de material basáltico y una de toba; Figura 3).

Figura 3 Columna estratigráfica general (compuesta) de Joya de Los Contreras, integrada a partir de secciones litoestratigráficas individuales (SJLC-01 a SJLC-16). Contiene orden de unidades (U-1 a U-14), escala de tamaño de grano y litología (ver leyenda en Figura 5a; incluye códigos de facies, ubicación de muestras y fases eruptivas). 

3.2 Análisis de balísticos

Se realizó un análisis de impactos de materiales balísticos, entre los que se identificaron materiales de basalto, fragmentos de caliza preexistente y peridotitas de olivino. Se tomaron 17 datos de impacto de balísticos (quince incluyen el material original y su estructura de impacto o bolsa, y dos carecen del material que origino la estructura de impacto; Tabla 2). Se midió la dirección de la bolsa de impacto, su inclinación y se obtuvo la densidad (kg/m³) y diámetro (m) de las litologías mencionadas, y estos datos se procesaron en el programa Eject 1.4, obteniéndose una distancia promedio del material eyectado desde el posible conducto emisor al punto de impacto, una velocidad final que pudo alcanzar el balístico y una altura máxima promedio, entre las que algunos materiales alcanzaron un máximo de 156.7 m de altura. También se triangularon los datos de direcciones de los balísticos, evidenciando al menos 2 posibles centros eruptivos (Figura 2b). El material balístico analizado corresponde a depósitos previos a los formadores del maar, y algunos a depósitos de la parte basal de la secuencia formadora del maar.

3.3 Granulometría, componentes y caracterización morfológica y textural

Las trece muestras de rocas piroclásticas de litificación baja a nula se procesaron para análisis de granulometría (Figura 3), conteo de componentes y observación bajo microscopio electrónico de barrido (MEB). De las trece muestras, ocho corresponden a depósitos de caída con litificación baja, cuatro a depósitos de toba lítica de muy baja litificación y una a productos de escoria basáltica. Se tamizaron en el Laboratorio de Geología Aplicada, Petrografía y Petrofísica (Lab Geo-APP) de la División de Geociencias Aplicadas (DGA) del Instituto Potosino de Investigación Científica y Tecnológica (IPICYT), utilizando las mallas de apertura -5Φ a 3Φ (fracción de lapilli grueso a ceniza fina). Previo al tamizado, cada muestra se pesó en una báscula de precisión, así como individualmente las fracciones obtenidas de cada tamiz, recuperándose en la mayoría de las muestras un 99% del total del peso inicial. Se generaron histogramas de distribución granulométrica por medio del software Gradistat Ver. 8.0 (Simon J. ^{Blott. 2010}) para calcular los parámetros estadísticos tales como Media, Mediana, Clasificación (desviación estándar), Skewness (sesgo) y curtosis.

El análisis de componentes consideró clastos preexistentes (basálticos), juveniles (pómez, escoria y algunos palagonitizados), accidentales (caliza, fresca y alterada), fenocristales/ xenocristales sueltos, alterados, materiales aglutinados y otros varios como accesorios (9 en total). Previamente, las muestras se lavaron con agua destilada en una tina ultrasónica de 3 a 4 ciclos de 10 minutos y secadas en horno de 8 a 10 horas a 70° - 80° C), obteniéndose una vista limpia de cada componente, identificado bajo el microscopio binocular óptico (NIKON SMZ800N con cámara digital acoplada Nikon Digital Sight DS-Fi2). Se aplicó el conteo de 1000 componentes (granos) por fase granulométrica en -2, -1, 0.25, 0.75 y 1Φ, y posteriormente se promediaron los conteos a porcentaje para obtener un valor representativo de cada componente por muestra.

Para el estudio de morfologías se tomaron micrografías de componentes a través del Microscopio Electrónico de Barrido (MEB), para determinar partículas juveniles (fracción de ceniza fina a media de diámetro 0.75Φ y 1Φ respectivamente), identificando características morfológicas y texturales, además de algunos otros. Se seleccionaron de 20 a 30 partículas por muestra y se montaron en pines, adhiriendo los componentes con cinta carbón y se impregnaron con oro (Au), analizando las muestras en alto vacío a una aceleración de voltaje de 15 kV. Los componentes se analizaron en el Laboratorio Nacional de

Investigaciones en Nanociencias y Nanotecnología (LINAN) del IPICYT, con un equipo FEI - ESEM QUANTA FEG-250 de emisión de campo (Field Emission Gun, FEG), con una presión de trabajo de 6×10^-4 Pa (4.5×10^-6 Torr). En algunos componentes se utilizó la espectrometría de energía dispersiva de Rayos X (EDS), para detectar de manera cualitativa, la manifestación de rayos X característicos de elementos químicos presentes en la superficie de la partícula.

3.4 Petrografía

Fueron seleccionadas cuarenta muestras representativas de las unidades que conforman la secuencia de JLC (pre-maar, formadora del maar y post-maar) para realizar láminas delgadas y caracterizarlas. Las secciones delgadas fueron preparadas en el Laboratorio de Geología Aplicada, Petrografía y Petrofísica (Lab Geo-APP) de la División de Geociencias Aplicadas (DGA) del IPICYT, en conjunto con el Laboratorio de Laminación del Instituto de Geología de la UASLP (Universidad Autónoma de San Luis Potosí). Las secciones delgadas fueron estudiadas bajo un microscopio petrográfico binocular Nikon (Modelo NIKON ECLIPSE Ci-POL que integra una cámara Digital-Sight DS-U3).

3.5 Geocronología por Ar ⁴⁰ /Ar ³⁹

Se colecto una muestra de basalto post-maar para determinar la edad isotópica por Ar⁴⁰/Ar³⁹ (Anexo 1 y Anexo 2), obtenida a partir de la selección de matriz de la roca de fracciones del tamaño de 420-595 μm y 250-420 μm a través de separación magnética y recolección manual. La muestra (JLC-25) fue irradiada en paquete JUR07 en la posición 8C del reactor de estudio enriquecido en U de la Universidad de McMaster (Ontario, Canadá). Durante la irradiación, el monitoreo de muestras y flujo de neutrones fueron recubiertas con una capa de Cd para bloquear los neutrones térmicos. El estándar FCT-2 de sanidino de la Toba Fish Canyon se utilizó (28.198 ± 0.044 Ma; ^{Kuiper et al. 2008}) como monitor de fluencia. Las muestras de matriz fueron analizadas en el Laboratorio Interinstitucional de Geocronología de Argón (LIGAr), Centro de Geociencias, Campus Juriquilla, UNAM (México), con un espectrómetro de masas de gases nobles tipo multicolector Isotopx NGX, usando un láser de CO2 Fusions 10.6 Teledyne-CETAC de 55 W para extracción de gas, y una línea de limpieza de gas automatizada con un corredor frío y dos captadores SAES GP-50. Haces de iones fueron medidos sobre un contador de iones (m/z 36), y cuatro colectores de Faraday con amplificadores de 10¹² Ω (m/z 37 a 40). Repetidas mediciones de aire intercaladas con muestras desconocidas fueron usadas para la corrección de la discriminación masiva y contaminación por Ar atmosférico, utilizando una relación ⁴⁰Ar/³⁶Ar atmosférico de 295.5. Cada paso y medición fueron precedidos por la medición de un blanco.

3.6 Geoquímica de roca total

Se seleccionaron siete muestras de roca juveniles (cinco de lava, una de pómez y otra de escoria) para análisis de elementos mayor y traza. Su procesado consistió en triturado y posteriormente molienda en un molino planetario de ágata (Planetary Mono Mill Pulverisette 6). Del material pulverizado se produjeron pastillas a través de prensado mecánico, para análisis de elementos mayores por fluorescencia de rayos X dispersivos de longitud de onda (WD-XRF por sus siglas en inglés) a través de un espectrómetro modelo Rigaku ZSX Primus II en el LINAN del IPICYT. Los procedimientos analíticos, exactitud, y precisión fueron proporcionados por ^{Verma et al. (2018)}. 20 mg de polvos de las mismas muestras también fueron sometidos a análisis de espectrometría de masas con fuente de plasma acoplado (ICP-MS por sus siglas en ingles) para elementos traza, en el Laboratorio de Estudios Isotópicos - LEI del Centro de Geociencias del Campus Juriquilla en Querétaro, de la UNAM, utilizando un espectrómetro de masas modelo Thermo Scientific iCAP-Qc. La metodología para la preparación de soluciones analíticas se encuentra referenciada en ^{Möri et al. (2007)}.

4.1 Litofacies

El análisis vulcano-sedimentológico de JLC agrupa las litofacies en tres secuencias principales que corresponden a las unidades pre-maar, formadoras del maar (Figura 4) y post-maar. Las litofacies (Figura 5) reconocibles en el anillo de tobas de JLC se describen de manera extensa en la Tabla 3. De manera sintetizada consisten en, tobas masivas (Tm) y tobas estratificadas (Ts), así como facies de brechas tobáceas (TmBrL), depósitos de caída, y lavas y aglomerados en las unidades pre y post-maar. Facies clasto-soportadas (ImL) se emplazan en la parte basal y superior de la secuencia. Se incluyen facies masivas de toba rica en lapilli acrecional y pellets, (Tm Lac/Pel). Las facies estratificadas incluyen estratificación paralela (Ts//s) y estratificación cruzada (TsX). Muchas de estas rocas presentan una litificación alta, incluyendo también las clasto-soportadas.

Figura 4 Vista panorámica del sector N del cráter Joya de Los Contreras, exponiendo la secuencia de tobas masivas, y su relación litológica con las rocas preexistentes y posteriores. Fotografía realizada desde la parte central del cráter, viendo al N. 

Figura 5 Litofacies principales de las unidades piroclásticas del maar Joya de Los Contreras: a) Toba masiva (Tm) con variación de grano fino a grueso y escasa presencia de lapilli. b) Toba lítica masiva de lapilli (TlmL) con proporciones variables de ceniza gruesa (Cg) y/o bloques b). c) Toba clasto-soportada, principalmente de líticos de caliza y basalto del tamaño de lapilli (ImL-Cs), además de fracciones del rango de ceniza gruesa y esporádicos bloques. d) Toba masiva con lapilli acrecional y pellets (TmLac/pel) emplazados entre material fino de ceniza y una toba rica en lapilli y ceniza gruesa. e) Toba con estratificación paralela (Ts//), intercalada entre facies de toba lítica masiva con variaciones de rango de clastos. f) Toba de estratificación cruzada (TsX), erosionando un depósito previo de Ts//. G. Toba masiva brechada de lapilli (TmbrL) localmente emplazada en la parte basal de la secuencia piroclástica en el sector N del cráter. 

4.2 Estratigrafía

La medición de dieciséis columnas litoestratigráficas en JLC, y su consiguiente correlación (Figura 6, Figura 7) dio lugar a la construcción de la columna vulcanoestratigráfica general (Figura 3), identificándose catorce unidades, que a su vez se encuentran distribuidas en tres secuencias principales que comprenden las unidades pre-maar (U1 y U2; secuencia 1), formadoras del maar (U3 a U12; secuencia 2), y post-maar (U13 y U14; secuencia 3), además de una lava basáltica que cubre parcialmente la secuencia eruptiva (fase efusiva tardía). La descripción de dichas unidades se refiere de manera sintetizada en la Tabla 4.

Figura 6 Correlación litoestratigráfica y de facies de los tres sectores principales del maar (ver croquis), en los cuales se exponen las rocas preexistentes, las unidades volcánicas pre-maar, las unidades piroclásticas formadoras del anillo de tobas y las unidades post-maar. C1; Sector ENE-ESE que involucra las secciones SJLC-01 a SJLC-04 exponiendo las unidades pre-maar y parte basal-media de la secuencia piroclástica. C2; Sector SSE-SSW que comprende las secciones SJLC-08 a SJLC-14 (excepto SJLC-12) exhibiendo las unidades de la parte media y superior del anillo de tobas, además de las unidades post-maar (flujos de lava). Espesor aproximado de sección en la parte superior. 

Figura 7 C3; Sector NNW a W que incluye las secciones SJLC-05 a SJLC-07, SJLC-12, 15 y 16, presentando en las primeras, la secuencia pre-maar (puntualmente denotando el emplazamiento de una unidad de toba brechada y el contacto con las rocas calcáreas del basamento), seguidas de un potente espesor de tobas líticas masivas ricas en lapilli. SJLC-05, 15 y 16 muestran las unidades post-maar, reflejadas en depósitos aglomeráticos palagonitizados, y escoria basáltica. Espesor aproximado de sección en la parte superior. 

4.2.1. Unidades Pre-Maar

Los depósitos que integran la secuencia pre-maar comprenden la Unidad 1 (U1, aglomerado basáltico palagonitizado por salpicadura o de tipo spatter) y Unidad 2 (U2, aglomerado sin palagonitización), que se infiere, sobreyacen discordantemente una lava basáltica previa, la cual está expuesta en el arroyo ubicado hacia el sector N-NE del cráter, y que al mismo tiempo cubre de manera discordante a las calizas cretácicas de la Formación El Abra (Figura 2b).

4.2.2 Unidades formadoras del Maar Joya de Los Contreras

Las unidades que componen esta secuencia incluyen desde la Unidad 3 a la Unidad 12 (Figura 8, Figura 9). La U3 (Figura 8a y e) consiste en una brecha escoriácea clasto-soportada, la U4 (Figura 8a y f) son tobas estratificadas con lentes de toba masiva lítica, la U5 (Figura 4 y Figura 8a) es una toba masiva lítica con variaciones del tamaño de clastos, la U6 corresponde a una toba masiva con intercalación de facies ricas en lapilli acrecional y pellets, la U7 a un depósito clasto-soportado, la U8 (Figura 9a) es una toba masiva intercalada con facies ricas en lapilli acrecional y pellets (Figura 9b), la U9 es un depósito clasto-soportado (Figura 9a y c), la U10 es una intercalación de toba masiva con toba de estratificación paralela (Figuras 9a y d), la U11 trata de un depósito clasto-soportado (Figuras 9a y e), y finalmente la U12 una toba masiva (Figura 9f). Una descripción detallada de cada unidad se presenta en la Tabla 4.

Figura 8 Litologías y facies características de la sección basal de la secuencia a), b) y c); Unidades pre-maar (U1: APaL-B1, U2: AmL-B y ImL Cs), siendo separadas por d); un depósito de paleosuelo incipiente (Psi), al que le sobreyacen, e) y f); las facies primarias formadoras del maar (U3: ImL Cs, Ts //s y U4: TlmL). Líneas amarillas remarcan la subdivisión de unidades litológicas. 

Figura 9 Conjunto de fotografías que exponen la secuencia superior a) de las unidades formadoras del maar. b); con alta humedad y presencia de lapilli acrecional y pellets (U8: Tm Lac/pel), c); seguida de depósito de caída con estructura clasto-soportada (U9: ImL Cs), d); toba masiva intercalada con facies de estratificación paralela a ligeramente difusa (U10: Tm, Ts //s), e); y nuevamente presencia de depósito clasto-soportado (U11: ImL- Cs), y f); finalmente de toba masiva (U12: Tm). f) y g); unidad post-maar, de bloques de basalto subalcalino y aglomerado basáltico altamente palagonitizado (U13: LvBA2 y APaL-B2). Líneas amarillas remarcan la subdivisión de unidades litológicas. 

4.2.3. Unidades Post-Maar

La Unidad 13 y Unidad 14 (U13, bloques de lava y U14, aglomerado basáltico palagonitizado) corresponden a depósitos volcánicos basálticos post-maar que cubren inmediatamente la secuencia piroclástica formadora del maar (Figuras 9a, f y g; Tabla 4). La disposición de U13 es subhorizontal y no presenta una continuidad constante, por lo que puntualmente puede estar ausente en algunas zonas de la periferia del cráter. La U14 del aglomerado basáltico solo cubren de manera puntual algunos sectores del cráter, siendo al N-NE, S-SE y SW.

La secuencia piroclástica y depósitos aglomeráticos post-maar, hacia el sector oeste, está cubierta por un flujo de lava basáltica altamente vesicular color marrón oscuro, con vesículas de 0.5 a 2.0 cm de diámetro. Se extiende en una superficie de casi 80 × 100 m y posee un espesor de 0.30 a 1.2 m de manera horizontal, cubriendo de forma abrupta y erosional a la U13, hacia el sector W-SW del cráter, así como al subsecuente anillo de tobas. Entre la U14 y el flujo de lava basáltica tardía está emplazado una capa de material calichoso (Figura 3) color beige blanquecino de 20 a 30 cm espesor, con una brecha de contacto interdigitada.

4.3 Petrografía

La petrografía (Figura 10a) comprende rocas máficas, con matriz de textura traquítica de abundantes microlitos de plagioclasa tabular elongada (de 10 hasta ~30%), y generalmente bordeando fenocristales automorfos de minerales como olivino (3 a 5%) y máficos (anfiboles, clinopiroxenos; 10 a 20%), los cuales ocasionalmente presentan halos de alteración o bordes de reacción. En algunos especímenes de la secuencia pre-maar (U1, muestra JLC-04) se identificó contraste de texturas, estando la traquítica interdigitada con criptocristalina de carácter anisotrópico, y presenta contenido puntual de minerales opacos ferromagnéticos. Algunas muestras de roca basáltica palagonitizada (como la muestra JLC-19, de la U13) presentan en menor grado, textura vesicular con vesículas presentando bordes con emplazamiento de palagonita (Figuras 10b y c), siendo en general basaltos alcalinos traquíticos.

Figura 10 Muestras de mano y correspondiente fotomicrografía de unidades litológicas de la Joya de Los Contreras. a) Basalto alcalino premaar; lámina delgada con escala gráfica de 1mm (4x; luz polarizada). b) Aglomerado palagonitizado post-maar; lámina delgada con escala gráfica de 1mm (4x; luz polarizada). c) Pómez; lámina delgada con escala gráfica de 0.25mm (20x; luz polarizada). d) Toba lítica masiva de lapilli; lámina delgada con escala gráfica de 1mm (4x; luz polarizada). 

Las rocas piroclásticas son tobas de grano fino-medio a grueso (Figura 10d); líticas y con algunos bloques y depósitos de caída clasto-soportados compuestos de fragmentos juveniles como pómez y escoria (de hasta 50% de ellos, y en ocasiones afectados por palagonitización), que a su vez incorporan minerales máficos (piroxeno-clinopiroxeno; enstatita, augita principalmente, anfibol; hornblenda y kaersutita; y olivino), feldespato cálcico (como bitownita, labradorita) y minerales opacos-metálicos (ferromagnetita, titanomagnetita, magnetita) como accesorios. Petrográficamente, las tobas líticas están soportadas por matriz fina criptocristalina (variando aproximadamente del 20-25 al 60%), mientras las de caída están clasto-soportadas, contando con escasa a nula matriz intraclasto (<5%), cuyos espacios pueden estar a veces rellenos por material arcilloso post-genético de propiedades isotrópicas, o composición calcárea. Otro componente importante de estás tobas son los clastos accidentales de caliza (del 10 al 30%) con textura micrítica con eventual desarrollo de cristales de CaCO₃ romboédricos, miliólidos, oolitas y pellets. Estos componentes proceden de la Formación El Abra. Finalmente, otro de los componentes importantes que constituyen a las rocas del área, son fragmentos de lherzolitas de espinela, granulitas feldespáticas y cristales sueltos de kaersutita (<1% a poco más).

4.4 Granulometría, componentes y morfología

La granulometría de los depósitos de JLC (Figura 11) son pobremente clasificados, tanto los de caída, como las tobas que se analizaron (Figura 3). Los depósitos formadores de maar, granulométricamente se interpretaron como la variación de los mecanismos de corrientes de densidad piroclástica (CDP) que transportaron predominantemente partículas de entre -1ϕ a -4ϕ, siendo el lapilli medio dominante. Material en suspensión, como la ceniza fina (>4ϕ) se observó en porcentajes mínimos debido a su fácil elutriación durante el transporte del material. Los parámetros de tamaño de granos fueron calculados usando el “Método de los Momentos” en lenguaje de programación “Microsoft Visual Basics” y están calculados aritmética, geométrica (micrones) y logarítmicamente (escala ϕ; ^{Krumbein & Pettijohn, 1938}). La interpolación linear también fue aplicada para el cálculo de parámetros estadísticos por el método gráfico de ^{Folk & Ward (1957)}. Adicionalmente, los datos de tamaños de clastos fueron apoyados de características texturales y estructurales de los depósitos, para así interpretar los procesos de transporte y depositación de CDP, generalmente relacionados a turbulencia, corrientes de baja densidad, que se desarrollan en la carpeta de tracción basal (^{Pardo et al., 2009}). El material en suspensión presenta rasgos de agradación, con concentración de partículas gruesas hacia la cima del depósito, mostrando gradación gradualmente inversa.

Figura 11 Columna estratigráfica acompañada de datos de estructuras, granulometría, componentes y morfología de clastos. Resultados de granulometría muestran unidades con comportamiento trimodal a polimodal, son pobremente a muy pobremente clasificadas, predominando las fracciones de ceniza gruesa y lapilli fino. En las barras porcentuales de componentes se observan cambios en función del estilo eruptivo, siendo los componentes predominantes el basalto alcalino pre-maar y juvenil, líticos de caliza (fresca inalterada y/o alterada/descarbonatada), y material palagonitizado y aglutinado. Las imágenes de MEB, exhiben formas de bloques (a veces con fracturas concoideas) en la parte basal. De la parte basal superior a media, y media superior, la presencia de vesículas de formas esféricas a semiesféricas, además que frecuentemente muestran adhesión de partículas muy finas. 

Las muestras clasto-soportadas de la parte basal de la secuencia, reflejan variaciones heterogéneas, observándose un depósito pobremente clasificado, y polimodal, pero que empezó con una curva de probabilidad muy platicúrtica y un sesgado grueso y terminó con una curva de probabilidad leptocúrtica y sesgado fino (Figura 11). Los depósitos de U5 (Figura 3 y Figura 4) son tobas de facies ricas en líticos de lapilli, pobremente clasificados y de comportamiento trimodal a polimodal. Es común la presencia de bloques > -5ϕ, observados en los sectores NNW y ENE del área de manera regular, sin embargo, estos rangos de clastos no fueron considerados para el análisis granulométrico. Las unidades U7, U9 y U11 clasto-soportadas (Figura 3), varían de comportamiento polimodal a trimodal, caracterizándose por gradación inversa.

El análisis de distribución de componentes (Figura 11), en los depósitos pre- y post-maar, involucra los componentes de la Tabla 5 (ver porcentajes). Los xenocristales de olivino señalan alta concentración de ~10% de ellos, transportados desde el manto superior y/o base de la corteza al momento del ascenso magmático, mientras que los clastos calcáreos alterados hasta 16%, remarcando un grado de influencia de la explosión afectando intensamente la roca encajonante. Material palagonitizado incluye clastos de escoria, basalto y aglutinados de color naranja intenso (hasta casi 18%).

En la U2 varía considerablemente el volumen de material basáltico previo (retrabajado), denotando reciclamiento constante mientras se sucedían los mecanismos eruptivos, y particularmente la base de la unidad muestra aumento de más de 60%, si se compara a la parte superior, de material juvenil (pómez), pero la caliza alterada disminuye aproximadamente 6%. Los contenidos de material palagonitizado y de aglutinados mantienen un porcentaje similar a U1 (~10% y 7% respectivamente), reflejando condiciones de humedad propensas durante un proceso freatomagmático favorable.

Los depósitos intermedios (Figura 3; U4 y U5), presentan variación de componentes (Tabla 5), con distribución de juveniles menor a 2% en relación con el material basáltico retrabajado de cerca de 47%, mientras la relación de caliza alterada/fresca está en ~18%, aumentando considerablemente al doble la caliza fresca sobre la alterada (U5; parte superior). Xenocristales de olivino en 2-3% y aglutinados en ~13%, y los materiales palagonitizados disminuyen en 1:3 a la secuencia previa post-maar (U1 y U2) y basal (U3), con contenidos bajos, pero el material aglutinado aumenta ligeramente.

El comportamiento en la secuencia superior (U7 a U12), presenta aumento de material juvenil (pómez y escoria; casi 4%). Los porcentajes de basalto retrabajado preexistente están en casi 42%, al igual que el olivino en ~2.5%, disminuyendo levemente. Los contenidos de caliza fresca mantienen tendencia similar, a excepción de la U11 (16%), siendo el evento de caída final de la secuencia formadora del maar. La caliza alterada presenta variaciones de casi 4.5% a 21%. Los componentes palagonitizados se mantienen próximos a 7.5%, con leve aumento en el contenido de aglutinados (~13.5%).

Finalmente, la U14 contiene escoria basáltica post-maar hasta en 72%, seguido de componentes basálticos en ~10% y escasos xenocristales de olivino menor a 2%. Accidentales calcáreos están en ~1.5%, siendo bajo, mientras el material palagonitizado conserva un porcentaje de ~6.5%.

Se aplico al rango granulométrico de 1Φ y 2Φ (ceniza media a ceniza fina), y se seleccionaron clastos de pómez principalmente para determinar y caracterizar el tipo de fragmentación (^{Wohletz, 1983}; ^{Delino & La Volpe, 1996}; ^{Ersoy et al., 2007}; ^{Nurfiani & Bouvet, 2018}: Figura 11), que derivo en el proceso magmático al momento de la erupción magmática-hidromagmática. Las características morfológicas de las partículas como la forma del bloque, si es vesicular (con superficies irregulares redondeadas), de musgo, esféricas y/o forma de gota o de placa (^{Büttner et al., 1999}; ²⁰⁰²) y texturales de las cenizas dan indicaciones sobre el tipo de fragmentación del magma, proceso por el cual, magma en movimiento relativamente lento tornó en un flujo de gas violento (^{Martí et al., 1999}).

La U1 y U2 (secuencia pre-maar; Figuras 8a y d) presentan clastos con afinidad a fragmentación magmática, siendo de morfologías elongadas angulosas con vesículas tabulares a irregulares (Figura 11), y muestran en ocasiones contornos cóncavos y convexos correspondientes a las paredes de vesículas grandes quebradas. La U3 (depósito de caída basal) presenta características de fragmentación similares a la U1 y U2, más, sin embargo, también se observaron clastos con desarrollo de características freatomagmáticas que incluyeron formas de bloque (o equant), subredondeados, con texturas de superficies escalonadas y adherencia de partículas. En U5 predominaron las partículas con morfologías y texturas de tipo freatomagmático por sobre las de tipo magmático, notando que la relación entre la interacción magma/agua aumentó en comparación con los depósitos previos de la secuencia. Los depósitos de la parte superior de la secuencia se diferencian por presentar morfologías y texturas predominantemente concordantes con la fragmentación freatomagmática, imperando de bloques o equant subredondeadas, con nítidas texturas escalonadas y de visibles grietas de enfriamiento, además de abundantes partículas adheridas (característico de condiciones húmedas). Las características de fragmentación magmática aumentan en las unidades U10 y U11, con el aumento de vesículas esféricas a subesféricas.

4.5 Geoquímica de roca total

La composición química de las rocas volcánicas de JLC (Tabla 6), comprende principalmente basaltos subalcalinos, traquibasaltos, tefritas y basanitas (Figura 12a; ^{LeBas et al., 1986}). Una muestra proveniente de la toba, mostro valores altos de CaO (46.7%), por lo que se reconoce un aporte extraordinario de los clastos de caliza en la misma. Las rocas volcánicas corresponden al traquibasalto pre-maar (U1), pómez juvenil (U4), basanita juvenil (U5), toba de grano fino (U12), basalto subalcalino post-maar (U13) y un flujo de lava (basáltica subalcalina) tardío. Diagramas de discriminación tectónica fueron aplicados, sobresaliendo el de Zr/Ti (^{Pearce, 1982}), mostrando una clara afinidad de las muestras en su mayoría a material magmático intraplaca (Figura 12b).

Figura 12 a) Diagrama de TAS (modificado de ^{LeBas et al. 1986}), para rocas básicas a ultrabásicas, agrupando las rocas volcánicas de la zona como básicas-subalcalinas (Tefrita/Basanita, traquibasalto y basalto), mientras que (+) una muestra de pómez fue clasificada como alcalina. b). Diagrama de discriminación tectónica Zr-Ti (^{Pearce, 1982}), clasificando las muestras procedentes de lavas intraplaca en su mayoría, a excepción de dos, identificadas como de arcos de islas, posiblemente siendo influenciadas por un proceso tectónico anterior a la tectónica intraplaca, más afín con un magmatismo tardío de magmas de arcos de isla. 

También se graficaron una serie de diagramas binarios, y se utilizó el de Th vs CaO, Al₂O₃ y CaO/Al₂O₃ (Figuras 13a, b y c), para comparar con aquellas muestras de volcanismo intraplaca del Cuaternario documentadas por ^{Aranda-Gómez et al. (2005)}, notándose cierta afinidad y comportamiento a las aquí estudiadas, además de diagramas binarios de variación en base a las relaciones Mg versus Sr, Zr y Cr (Figuras 13d, e y f). En los diagramas multi-elementos de normalización a condritas (^{Nakamura, 1974}; Figura 14a) y manto primitivo (^{McDonough & Sun, 1995}; Figura 14b) para identificar el comportamiento de las tierras raras, se observa una tendencia negativa de los elementos con fuerte incompatibilidad (cristalización fraccionada) como son las Tierras raras ligeras (ETRL; La, Ce, Pr, Nd, Pm y Sm) con un decrecimiento leve pero constante. Mientras que, en los elementos con alta compatibilidad, es decir las tierras raras pesadas (ETRP; Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb y Lu) continua la tendencia negativa, pero constante y poco gradual con empobrecimiento de los elementos denotando que estos magmas son poco evolucionados, aunado a que no se observó ninguna anomalía de Eu. Para el caso del diagrama de elementos trazas normalizados a manto primitivo (^{McDonough & Sun, 1995}), se observó un patrón similar entre las muestras de rocas máficas pre-maar, basálticas juveniles y post-maar (JLC-02, JLC-49, JLC19 y JLC-25), donde se interpreta de igual manera un magma poco evolucionado, sin embargo con anomalías negativas en Ba para las muestras JLC-09 (pómez), JLC-26 (basalto vesicular) y JLC-18 (toba lítica), en Pb para las muestras JLC-25 (basalto post-maar), JLC-02 (basalto pre-maar), JLC-49 (balístico de basalto) y JLC-19 (aglomerado basáltico) y Ti en todas las muestras (evidenciando la cristalización de minerales ricos en Ti; Tabla 6), con un enriquecimiento de elementos poco compatibles que gradualmente van decreciendo hacia los elementos altamente compatibles.

Figura 13 Diagramas binarios de variabilidad Th vs CaO (a); Th vs Al₂O₃ (b); Th vs y CaO/Al₂O₃ (c) para las rocas volcánicas pre-maar, juveniles formadoras del maar y post-maar de Joya de Los Contreras. Las líneas negras indican tendencias lineales resultado de la disminución progresiva del Cpx a partir de su evolución de la fuente, (basado en Luhr et al., 1995). Se incluyen muestras selectas para comparación de San Quintín (^{Aranda-Gómez et al., 2005}), Ventura y La Breña. Diagramas binarios de variabilidad Mg vs Sr (d); mg vs Zr (e); y mg vs Cr (f). 

Figura 14 Diagramas multi-elementos de tierras raras normalizados a condritas de Joya de Los Contreras. a) Diagrama de REE normalizados a condritas y manto primitivo (^{Nakamura, 1974}), mostrando el comportamiento de las muestras con una tendencia positiva casi idéntica de ETRL incompatibles y enriquecidos por arriba de la serie de los lantánidos con un decremento progresivo en continuidad baja. Mientras los ETRP exhiben tendencia negativa, y constante, así como poco gradual con empobrecimiento de los elementos Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, y Lu, evidenciando magmas poco evolucionados. b) Diagrama de REE normalizados a Manto Primitivo (^{McDonough & Sun, 1995}), también presentan un patrón similar al diagrama normalizado a condritas, pero observándose anomalías negativas de Ba, Pb y Ti en las muestras de basalto, tanto pre-maar, como post-maar. 

5.1 Fases eruptivas

El magmatismo inició con una fase previa de volcanismo efusivo (Figura 15a), con emplazamiento de un flujo de lava basáltica de tipo alcalino, cubriendo la parte NNE y E de la zona, y de manera discordante las rocas calcáreas preexistentes. La edad del volcanismo está catalogada como pleistocénica, con una edad radiométrica previa reportada por ^{Aranda-Gómez y Luhr (1996)}) de 0.45 Ma obtenida por el método K-Ar (matriz en un clasto de basalto). En esta investigación, se efectuó un nuevo fechamiento geocronológico por el método Ar⁴⁰/Ar³⁹ en roca total (matriz de basalto subalcalino post-maar), para tratar de obtener una edad más precisa del volcanismo, siendo de 0.447 ± 0.011 Ma. (Anexo 1 y Anexo 2).

Figura 15 Evolución volcánica esquemática para la formación del maar Joya de Los Contreras, generado a partir del ascenso rápido de magma máfico procedente del manto superior/corteza continental inferior a través de zonas de fallamiento normal de gran profundidad asociado a tectónica extensional, y que entró en contacto con un acuífero hospedado en rocas calcáreas: a) Fase efusiva previa al desarrollo eruptivo pre-maar. b) Fase efusiva a estromboliana pre-maar. c) Fase estromboliana a freatomagmática, previamente separada por una etapa corta de cese de actividad. d) Fase freatomagmática con desarrollo de una potente unidad masiva de toba masiva rica en líticos de lapilli con variaciones de ceniza gruesa y bloques. e) Fase freatomagmática, diferenciada de la previa por dos horizontes o estratos ricos en lapilli acrecional y pellets. f) Fase estromboliana a efusiva post-maar. 

5.1.1. Fase 1 (pre-maar)

Fase derivada de volcanismo efusivo (U1), gradualmente evolucionó a estromboliano (Figura 15b), originando explosiones pausadas con emisión de lava traquibasáltica de forma irregular, variando las explosiones de calmadas a medianamente intensas. Los productos volcánicos resultantes fueron de baja viscosidad, expulsados a través de conductos volcánicos por salpicadura (spatter), implicando que el magma fue de ascenso rápido, y tasa de expulsión del magma alta, en relación con el volumen hídrico, lo cual pudo inhibir un proceso hidromagmático temprano entre las rocas calcáreas preexistentes. Los bloques de traquibasalto

al estar embebidos en aglomerado basáltico fuertemente palagonitizado, exhiben el comienzo de la presencia hídrica, pero no generaron explosiones violentas. ^{Wohletz (1983)} apunta que en erupciones donde existe limitada interacción agua/magma, las partículas generalmente tienen rangos granulométricos de centímetros, y en caso de que exista incremento de partículas de ceniza (5-30%), significa que la proporción de agua está a la par del volumen de magma. La granulometría en esta fase varía de -2.7Φ a -4.5Φ (U1), clasificándose entre lapilli fino a medio y corresponde a un grado de fragmentación magmática, variando a hidromagmática, la primera reconocida por clastos angulosos, con algunas vesículas esféricas, mientras que la segunda con clastos tipo equant, subredondeadas, de superficies escalonadas y partículas adheridas. La generación de material traquibasáltico y retrabajado ronda el 45%, siendo el componente predominante y resultado de un alto volumen de material magmático, aunado al material basáltico retrabajado, mientras que el material juvenil como basalto alcalino, basanítico, pómez, escoria y material palagonitizado fue de menor proporción (~7%), evidenciando un volumen limitado de magma durante el proceso hidromagmático (Figura 11; características morfológicas de partículas; ^{Chako-Tchamabe et al., 2015}). La naturaleza inicialmente efusiva, y posteriormente estromboliana (U2) con variaciones de intensidad explosiva, incorporo componentes accidentales de la roca calcárea encajonante preexistente, afectando su composición química primordial, a una roca alterada. Esta Fase, en su periodo tardío plasma en un proceso de caída, que concentra mayormente componentes traquibasálticos retrabajados, y aumento de material juvenil de pómez, escoria (composición traquibasalto, basanita) y clastos aglutinados a veces palagonitizados.

5.1.2. Fase 2 (formadora de maar)

Entre la Fase 1, y Fase 2, (Figura 3), se identificó una capa delgada limo arenosa con pedogénesis incipiente (Figuras 8a y d), sin desarrollo aparente de materia orgánica, interpretado como rápido emplazamiento de sedimentos finos aluviales y eólicos.

La Fase 2, retoma la continuidad del volcanismo (Figura 15c), variando los estilos eruptivos, abarcando una fase estromboliana (U3) de menor intensidad a la previa, resultando en generación de columna acompañada de eyección de balísticos. Este material eyectado trunca o disminuye puntualmente el espesor del depósito subyacente (Figura 8d). Las condiciones de humedad de esta fase (F2) probablemente se mantuvieron similares a la fase eruptiva F1. El rango granulométrico se mantiene entre lapilli fino a medio, afín al estilo eruptivo estromboliano, pero presencia de fracción más fina (ceniza media a gruesa), únicamente como soporte intraclasto esporádicamente, o partículas adheridas. Análisis morfológico de las partículas de ceniza indica que la fragmentación es de carácter freatomagmática (Figura 11).

La Fase 2 presenta una transición estromboliana a freatomagmática (U4), resultando en intercalación de depósitos de tobas estratificadas y líticas masivas de lapilli, con presencia regular de bloques y balísticos (Figura 8a), lentes con lineación de líticos, derivados de mecanismos de imbricación de lapilli y ceniza gruesa, con orientación difusa de los clastos. Procesos incluyen variación de intensidad en CDP, con algunas facies ricas en líticos, y otras derivadas de corrientes diluidas (oleadas), con acumulación notable de ceniza. La depositación de facies estratificadas sobresale en la parte media-superior (Figura 8f), producto de sucesiones repetidas de CDP (corrientes piroclásticas diluidas y densas). La intensidad de las explosiones subsecuentes, en base a la disponibilidad del agua, resultó en la excavación del lecho rocoso, y adición de accidentales calcáreos, probado por el incremento en el contenido de material lítico (23%, siendo 17% caliza alterada). La Presencia de vesículas con bordes palagonitizados (previamente sideromelano) refleja incorporación de H2O al proceso volcánico. Las partículas volcánicas de superficies ásperas o rugosas suelen asociarse a explosiones hidrotermales, resultado de precipitación de minerales secundarios de grano fino. En U3, se identificó la presencia de Chabasita, y de acuerdo con ^{Walton & Shiffman (2003)}, la alteración a baja temperatura en hialoclastitas, resultaron en minerales de alteración, referenciando la presencia de Chabasita. Algo observado a través del MEB y que concuerda con Walton y Shiffman, es el intercrecimiento de Chabasita como relleno de vesículas.

5.1.3. Fase 3 (formadora de maar, continuación)

La Fase 3 (Figura 15d) involucra únicamente la U5 (Figura 3, Figura 4), originada de procesos freatomagmáticos, con variaciones de fragmentación magmática. El espesor potente podría tener su origen por gran volumen de magma mezclado en condiciones idóneas con agua subsuperficial, eyectando y depositando el material resultante, en una CDP intergradacional, con fluidización semi-granular, donde los clastos fueron cargados por un flujo turbulento, mientras en la parte inferior, la concentración de clastos de lapilli medio a grueso refleja sutiles mecanismos de saltación y tracción. La Fase 3 está dividida en cinco pulsos, integrando así mismo cinco subunidades, separados por la proporción de material lítico en relación con la matriz, y el régimen volcánico que predominó.

El depósito basal (Figura 3) corresponde a facies de toba masiva rica en líticos de lapilli, y bloques de caliza, basalto, con algunos nódulo de peridotitas de olivino ocasionales. Una explosión termo-hidráulica altamente efectiva generó una influencia de fracturamiento en la roca encajonante lo suficiente poderosa para incorporar fragmentos de caliza, muchos de ellos afectados por la transferencia de alta temperatura al momento de la explosión freatomagmática. La media indica un -2.1Φ, siendo lapilli medio el predominante. La abundancia de clastos accidentales indica explosiones freatomagmáticas de alta energía (^{Zimanowski, 1998}) a relativamente alta profundidad acompañadas de una extracción significativa en la zona del conducto (^{Németh, 2003}; ^{Valentine & White, 2012}; ^{Valentine et al., 2017}; ^{Chako-Tchamabe et al., 2015}). La fragmentación a alta profundidad puede respaldarse con la presencia de vesículas esféricas de la mayoría de las partículas juveniles, mientras que la interacción con agua se determina con características freatomagmáticas como partículas de ceniza con alta vesicularidad, clastos elongados con vesículas tabulares e irregulares, además de clastos angulares (Figura 11; ^{Wohletz & Krinsley, 1982}; ^{Dellino & La Volpe, 1996}; ^{Büttner et al., 1999} & ²⁰⁰²). Un segundo depósito se emplazó a partir de CDP diluidas, con imbricación de líticos de ceniza gruesa, lapilli y contenido de bloques pequeños muy escasos, embebidos en matriz tobácea. Corresponde a un pulso hidromagmático probablemente más explosivo al previó de granulometría más fina, clastos retrabajados y/o accidentales en porcentajes menores. Continua otro depósito que corresponde al producto de una CDP altamente concentrada, teniendo su origen a partir de una explosión hidromagmática de alta efectividad, adjuntando un porcentaje considerable de líticos. Posteriormente, un cuarto evento resulto de mecanismos de tracción altamente concentrados, y debido a la disposición de las capas y la distribución de la estratificación, las explosiones pudieron originarse en un conducto emisor ubicado hacia el sector central a WNW del cráter (Figura 2b), jugando la topografía un papel esencial en la configuración de estas facies, limitando la expansión de los depósitos a los altos estructurales, observándose las facies más proximales al conducto. Gran proporción de material aglutinado refleja condiciones húmedas en esta fase freatomagmática. La morfología de partículas juveniles expuso características típicas de la fragmentación freatomagmática en esta U5 (Figura 11), afín a los depósitos de maar (^{Lorenz, 1987}; ^{Gençalioğlu- Kuşcu et al., 2007}). Autores como ^{Dellino et al. (2004)} sugieren que los cambios de facies resultan de la disminución en la relación de suministro y granulometría en un depósito, así como de las condiciones proximales y distales de este. Finalmente, un depósito resultante de una facies de toba masiva lítica de lapilli, siendo producto de CDP. La subunidad presenta características propias del freatomagmatismo (Figura 11), y debido a un alto contenido de caliza y las condiciones eruptivas, expone una litificación generalmente alta.

5.1.4. Fase 4 (formadora de maar, continuación)

Esta Fase integra una combinación de CDP, interactuando con mecanismos de caída en una intercalación de pulsos en pares (U6 a U12), de un proceso freatomagmático de condiciones húmedas altas (Figura 15e). Un primer evento represento la depositación de una toba masiva derivada de CDP, con las condiciones ambientales propensas para generar la segregación de partículas finas aerotransportadas, que ocurrieron dentro de las plumas de polvo atmosférico (^{Brown et al., 2010}), como el resultado de atracción electrostática, adhesión húmeda entre partículas. En la U6, se presenta el depósito de una toba masiva con desarrollo de lapilli acrecional y pellets (Figura 5-c2 y Figura 9b). La agregación de partículas se produce tanto por aglomeración, que es la adhesión de partículas, como por acreción, la cual es la adherencia progresiva de capa por capa de pequeñas partículas a un cuerpo más grande. Los agregados resultantes exponen distintas texturas, desde masivas, a concéntricas o laminadas gradadas (Moore & Peck, 1962; ^{Schumacher & Schmincke, 1995}). El emplazamiento de estos depósitos (U6 y U8; Figuras 9a y b) está restringido a facies de toba masiva de ceniza fina, estando difusamente interestratificado en su parte inferior con facies de toba lítica rica en lapilli y ceniza gruesa. Posteriormente un depósito de caída rico en lapilli cubrió la capa de lapilli acrecional y pellets (U7 y U9; Figuras 9a y c), siendo el proceso resultante que acompaño a la CDP previa. En ambos casos, las características de estos pulsos de par en par reflejados en los análisis aplicados a sus depósitos (Figura 11) mostraron grandes similitudes, como el rango granulométrico, que varía de polimodal a trimodal respectivamente, con predominancia de ceniza gruesa y lapilli fino, pero en el caso del primer episodio de caída, una población de ceniza media sobresale, indicando que el segundo episodio resulto en una explosión más efectiva, pero en ambos casos los depósitos pobremente clasificados. En estos dos pulsos freatomagmáticos se generaron porcentajes más altos de material aglutinado (20%), propiciados de condiciones húmedas elevadas generadas al momento de la explosión.

5.1.5. Fase 5 (post-maar)

La Fase 5 post-maar (Figura 15f), representa un proceso de erupción estromboliana a efusiva (U14), con características similares a la Fase 1 pre-maar, con eyección de material volcánico por salpicadura (spatter) acompañado de grandes bloques coherentes de basalto subalcalino, que en algunas áreas del cráter se encuentra dispuesto en formas tabulares de hasta 1 metro de diámetro sub-horizontalmente (sector S y SW), embebido en un aglomerado muy palagonitizado con xenolitos de olivino y granulitas feldespáticas embebidas, regularmente cubiertas por una costra tipo “pan” expulsados a manera de balísticos. Se interpreta que un aumento de la tasa de expulsión del magma ascendió rápidamente, inhibiendo un nuevo proceso freatomagmático, aunado al agotamiento del volumen hídrico en las rocas calcáreas encajonantes. Se identificaron cinco a seis fuentes emisoras o conductos para esta unidad (Figura 2b): siendo el de mayor extensión observado al N de JLC.

Esta fase estromboliana culmino con una actividad efusiva con abundante expulsión de material escoriáceo basáltico (U14), generando la presencia de dos conos, (sector WNW, y SE del cráter). La presencia de agua en el sistema freático para este momento posiblemente haya sido considerablemente agotada por los procesos magmáticos y freatomagmáticos previos, además de que al igual que en la Fase 1, la tasa de expulsión magmática fue elevada en comparación con la tasa de volumen hídrico al momento de esta fase. La petrografía de los basaltos subalcalinos de esta unidad (U13) se caracterizan por presentar una textura traquítica (Figura 10) indicando que no hubo las condiciones magmáticas necesarias para que cristalizaran fenocristales lo suficientemente desarrollados, siendo de reología poco viscosa a extremadamente fluidal.

En el sector W del cráter, se encuentra un derrame de lava coherente de composición basáltica subalcalina con vesicularidad extremadamente alta, que cubre discordantemente parte del anillo de tobas y lavas post-maar (Figura 2b; Figura 3), y se interpreta como un episodio volcánico tardío y no relacionado a la formación del maar.

La historia eruptiva de JLC, refleja una evolución característica muchas veces observada en esta clase de procesos volcánicos, como los reportados en el volcán maar de Alchichica ubicado en la cuenca de Serdán Oriental al E de la CVTM de edad Pleistoceno Tardío-Holoceno (^{Chako-Tchamabé et al., 2020}), reportando etapas previas de actividad magmática de tipo estromboliana y hawaiiana, para subsecuentemente dar paso a diversas fases de actividad freatomagmática. Mientras que también presenta una serie de explosiones intercaladas entre magmática a freatomagmática, de comportamiento similar a las reportadas en el maar Joya Honda (^{Saucedo et al., 2017}).

6.1 Origen de La Joya de Los Contreras

El origen y evolución de JLC estuvo condicionado a un marco tectónico relacionado a magmatismo intraplaca en la región centro-norte de México, alimentado por magmas basálticos poco evolucionados (primitivos), que ascendieron desde el manto superior o de la corteza continental inferior a través de zonas de debilidad cortical-estructural (fisuras-fallas extendidas) de varios kilómetros estando conectadas casi de manera directa con sistemas de ascenso de estos magmas (^{Labarthe-Hernández, 1978}; ^{Aranda-Gómez et al., 2000}; ^{Aranda-Gómez et al., 2005b}). ^{Brenna et al. (2021)}, proponen un modelo conceptual para los sistemas de ascenso de magma basálticos monogenéticos asociados a ambientes intraplaca continental, sin embargo, en volcanes pequeños, las zonas de almacenamiento no necesariamente están conectadas a la superficie por medio de conductos. El límite actual entre la CMCM y la PVSLP está constituido por fallas de tendencia NNW y componente lateral izquierda, las cuales actuaron a modo de conducto para los magmas máficos a través del cual fueron erupcionados, originando diques y volcanes (^{Tristán-González et al., 2009}). Los eventos tectónicos del sur de la Provincia de Cuencas y Sierras (PCS o BRP; por sus siglas en ingles Basin & Range Province), los cuales iniciaron después del volcanismo voluminoso del Oligoceno, generando un sistema de fallas normales lístricas que inclinaron las secuencias de bloques volcánicos en dirección NE (^{Tristán-González et al., 2008}). En las estructuras freatomagmáticas del CVSD, tres de las cuatro estructuras mencionadas (Joya Santo Domingo, Joya Prieta y Joya de Los Contreras) están emplazadas predominantemente entre la secuencia de rocas calcáreas, en zonas muy próximas o limítrofes entre anticlinales-sinclinales y valles aluviales, exhibiendo cambios estructurales obvios en el paisaje.

Específicamente, en la región que comprende el CVSD y próximos, la tectónica extensional fue un factor determinante para que las condiciones magmáticas tuvieran su manifestación en superficie, y especialmente en los CVSD y CVVES, los mecanismos eruptivos tuvieron la disposición de una fuente subsuperficial de agua (acuífero), y se propició el escenario perfecto para que sucediera una erupción hidromagmática, con la característica de que el material encajonante de dicho acuífero consistió de rocas calcáreas. Todas estas condicionantes, resultaron en una estructura de morfología semicircular de 1,160 metros de diámetro promedio, con una distribución de los depósitos piroclásticos asimétrica, caracterizada por un perfil con un relieve más alto hacia el borde norte, debido a la presencia de las capas de roca calcárea (Figuras 2b y c). Al oeste de JLC (poco más de 2 km), se encuentra emplazada la estructura freatomagmática El Banco (EB) enteramente en ambiente tectónico de sustrato blando, en este caso en relleno aluvial (Figura 2a), quedando expuesto parcialmente parte del anillo de tobas entre 30-35% aproximadamente.

6.2 Historia eruptiva del maar de Joya de Los Contreras

Las fases que comprenden la historia y evolución del cráter de JLC (Fase 1 a Fase 5; Figura 15) de igual modo involucraron una fase previa pre-maar de actividad efusiva a estromboliana (F1), con transición gradual a freatomagmática (F2) incluyendo algunos discretos episodios magmáticos. Posteriormente, una fase predominantemente freatomagmática (F3), emplazando depósitos masivos de toba rica en líticos de lapilli y ceniza, seguida de una fase altamente freatomagmática (F4) dividida en dos pulsos, con la primera de carácter muy húmedo, evidenciada por dos depósitos ricos en lapilli acrecional y pellets, y la segunda, careciendo de estos elementos. La fase final (F5) post-maar comparte características muy similares a la fase inicial, pero a manera inversa con actividad estromboliana, gradualmente pasando a efusiva.

6.3 Litificación de los depósitos piroclásticos

Los resultados del proceso freatomagmático que se produjo en las calizas encajonantes, tuvieron un impacto relevante en la subsecuente litificación de los depósitos piroclásticos del anillo de tobas, adicionando un porcentaje elevado ~45% de CaO (Tabla 6), verificado por la alta presencia de componentes calcáreos (Figura 11; Tabla 5). Que en algunos casos (secuencia superior, F4), llego a alcanzar poco más del 28% del contenido total (U10), siendo 7% de caliza fresca y poco más de 21% caliza alterada por transferencia de calor, sin embargo el mayor porcentaje fue casi 31% en U9, pero predominando el material calcáreo fresco en 22%, y los clastos alterados ~9%, por lo que esto sería indicio de que en las explosiones hidromagmáticas (pulsos), la intensidad de estas variaron en función del grado de explosividad, relaciones de interacción magma-agua, entre otros factores. ^{Seymour et al. (2023)}, analizaron mezclas a elevadas temperaturas, para conocer el mecanismo que resulto en la durabilidad del concreto romano antiguo, que ha sobrevivido milenios, extraídos de un mortero de mampostería de los muros de la ciudadela de Priverno, Italia. Obtuvieron mapeo elemental mostrando una composición química con presencia dominante de calcio, sílice y aluminio. Se ha sugerido ya, que los carbonatos de calcio que se originaron de diversas fuentes (por ejemplo, cal apagada carbonatada, cal libre carbonatada, o calcita geológica), mostraron diferencias en sus morfologías y estructura cristalina. Ejemplo de ello, cal apagada [Ca(OH)₂] se transforma en calcita (CaCO₃), cuando es expuesta a CO₂ atmosférico; sin embargo, esta es relativamente más alterada que las muestras de CaCO₃ geológica y, por esta razón, puede, en algunos casos, ser diferenciada como tal. Las relaciones de proporción de humedad o disponibilidad de agua jugaron un papel importante en la producción del concreto, reflejando las reacciones cinéticas y evolución de las diferentes fases minerales. En el caso de las reacciones químicas que resultaron de las altas temperaturas, a la que estuvieron expuestas las calizas arrecifales preexistentes durante el freatomagmátismo en JLC, cuando tuvo lugar el emplazamiento de la secuencia piroclástica, estas influyeron de manera heterogénea en los depósitos del anillo de tobas, resultando esto en una secuencia con una litificación alta en gran parte de ella. ^{Jackson et al. (2010}, ²⁰¹²⁾, determinaron que los flujos piroclásticos, depósitos de caída y volcaniclásticos retrabajados de la región romana (Italia) tienen una composición primaria distintiva, así como secundaria, con componentes autigénicos que son reconocibles en los morteros romanos. Las texturas autigénicas identificadas de la ignimbrita Pozzolane Rosse (Colli Albani, Italia), muestreada de cantera y de pozos, y en morteros antiguos, dieron ideas de las composiciones autigénicas de la ceniza volcánica. Específicamente, los componentes reactivos puzolánicos (material aglomerante con capacidad para reaccionar con el Hidróxido de Calcio; Ca[OH]₂) aparentan ser pobremente asociados a arcillas cristalinas con una descomposición de masa de escoria rica en alkali y alúmina, como recubrimientos de ópalo, de haloisita aluvial y de zeolitas, principalmente philipsita y chabasita. En JLC la presencia de chabasita ligada al emplazamiento por alteración en la estructura interna de partículas de juveniles (ceniza), podría justificar la característica litificación que poseen las rocas piroclásticas que conforman el anillo de tobas.

6.4 Origen y distribución de la facies de toba masiva y bloques

Una característica distintiva de la secuencia formadora del maar, es la depositación de la facies de toba masiva de la Fase 3 (U5; Figura 3, Figura 11; Tabla 4), la cual llega a alcanzar 40 metros de espesor (Figura 4), existiendo ejemplos de depósitos parecidos en el Campo Volcánico de La Garrotxa en España (^{Martí et al., 2017}). Esta secuencia, consiste en 5 pulsos, mostrando variaciones en los mecanismos eruptivos, dominados por CDP con intercalación de acumulaciones de ceniza fina y bloques balísticos, resultado de un proceso de explosividad muy efectiva por la transferencia cinemática a mecánica del magma, en lo que posiblemente fue el continuo aporte de material fragmentado. ^{Bowers et al. (2023)}, recientemente estudiaron las fases eruptivas que alternaron de subplinianas a freatomagmáticas durante la construcción de un volcán maar-diatrema en Caldera del Rey (Islas Canarias, Tenerife), describiendo procesos que desembocaron en depósitos masivos similares a los aquí expuestos. Del mismo modo, ^{Dávila-Harris et al. (2023)}, documentaron la estratigrafía inferior del Cuaternario del sur de Tenerife, proporcionando nuevas perspectivas de la evolución explosiva de uno de los volcanes de islas oceánicas más grandes del planeta, definiendo, describiendo e interpretando en la secuencia, algunos depósitos de características afines. El proceso condujo a una fragmentación intensa del magma a mezcla de ceniza y vapor con el aire del ambiente. Esta unidad masiva solo se aprecia en su totalidad en el sector N del cráter JLC, parcialmente en las facies superiores del sector E (ya que la secuencia posteriormente fue erosionada a este nivel estratigráfico), mientras que en el sector SSW, solo se observan parcialmente, los niveles superiores de estos depósitos que se encuentran cubiertos en las márgenes del anillo de tobas, por depósitos de talud (Figura 2c). Esta distribución heterogénea de los depósitos se interpretaría como el emplazamiento del cráter en un paisaje con variabilidad topográfica, así como la distribución del volumen de productos en base a la relación proximal o distal del centro eruptivo, potencia-intensidad de CDP, topografía, o en el caso del colapso de una columna eruptiva, la dirección y tasa de desplazamiento del viento al momento de la depositación, que, para el caso de Los Contreras, y por ausencia de depósitos distales. ^{Sweeney et al. (2018)}, analizaron los productos eruptivos del volcán Dotsero del Holoceno (Colorado, USA; ~1.45 ka), en la cual queda registro de evidencia de la progresión de actividad magmática efusiva con transición a actividad explosiva freatomagmática formadora de maar, y finalmente a una fase magmática explosiva final, concluyendo que la naturaleza de los depósitos sugiere que la topografía pre-eruptiva fuertemente irregular y montañosa, influyo en la dirección de las CDP durante la fase freatomagmática. Estos autores, a través de la implementación de un modelo numérico multifase, simularon explosiones discretas y sus CDP resultantes en volcanes maar-diatrema, confirmando que la forma del cráter donde un borde es más elevado que los otros, promueve múltiples pulsos de transporte de partículas en la dirección del anillo de más bajo perfil. Este estudio, en parte explica cómo es que un espesor grande de toba masiva con variación de fases múltiples fue depositado en JLC, tomando en cuenta los factores topográficos, los regímenes explosivos y la distribución espacial de los depósitos resultantes.

6.5 Estructura a profundidad (¿Diatrema?)

La mayor parte de los volcanes tipo maar, tienen asociada una diatrema a profundidad, sin embargo, en la mayoría de los casos, es inferida (^{Bolós et al., 2012}; ²⁰²¹). Algunos autores (^{White & Ross, 2011}; ^{Valentine et al., 2017}), en base al diámetro del cráter señalan que sirve de referencia como un proxi para interpretar la energía de la explosión en la formación de un maar-diatrema. Los cráteres grandes están compuestos por varios cráteres interconectados, y que se forman en una sola depresión, y proporcionan evidencia que la diatrema entonces suele ser el resultado de explosiones subsuperficiales con desplazamiento, tanto vertical, como lateral. En base a datos de medición de impactos de bloques balísticos y su distribución en los depósitos del cráter (Figura 2b), se identificaron dos posibles centros emisores al NE y SE del centro del cráter de JLC. Por el abundante porcentaje de clastos de caliza del basamento, la paleotopografía, excavación, y relleno del cráter, así como su carácter de cuenca cerrada, se infiere la presencia de una diatrema. Recientemente, ^{Del Razo-González, A. & Yutsis, V. (2023)}, a través de un nuevo modelo geofísico, utilizando datos gravimétricos y magnetométricos de inversión conjunta en 3D, estimaron la forma y profundidad de un dique emplazado en el área de JLC, con dos variaciones en base a un experimento utilizando datos de densidad constante y magnetización de 1 g/ cm³ y 1 A/m respectivamente, obteniendo valores de 350-400 m y 650-700 m aproximadamente.

La relación entre las interacciones magma-agua que tuvieron lugar sucesivamente en la formación de la estructura, estuvieron condicionadas a la disponibilidad de agua en el sistema. El cociente de agua/magma es considerado un parámetro determinante para controlar la ocurrencia del hidrovolcanismo. Trabajos experimentales han logrado establecer que dicho cociente necesita oscilar entre 0.1 y 0.8 para lograr una mezcla efectiva (^{Sheridan & Wohletz, 1983}; ^{Wohletz & McQueen, 1984}). Durante las erupciones, las diatremas son cuerpos conformados de material juvenil no consolidado y líticos accidentales preexistente, y con una capacidad de almacenamiento de agua significativa y permeabilidad potencialmente alta. Tomando en cuenta el nivel piezométrico actual en las áreas contiguas (no consolidadas, cuencas y rellenos aluviales) que varía de 5 a 135 metros de profundidad, y las profundidades a partir de las que es posible la generación de las explosiones que dan lugar a las estructuras freatomagmáticas, siendo no mayores a 250 metros (^{Valentine, 2012}), se podría proponer que desde el inicio del proceso hidromagmático, las explosiones iniciales y más profundas rondaron entre los 200-250 metros (acuífero en calizas), y las más someras alrededor de los 50 metros (material aluvial o diatrema en formación).