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Volcanismo intraplaca del centro-norte de Mxico 187BOLETN DE LA SOCIEDAD GEOLGICA MEXICANA

VOLUMEN CONMEMORATIVO DEL CENTENARIOTEMAS SELECTOS DE LA GEOLOGA MEXICANA

TOMO LVII, NM. 3, 2005,P. 187-225

El volcanismo tipo intraplaca del Cenozoico tardoen el centro y norte de Mxico: una revisin

Jos Jorge Aranda-Gmez1,*, James F. Luhr2, Todd B. Housh3, Gabriel Valdez-Moreno4,Gabriel Chvez-Cabello4

1 Departamento de Geologa Econmica, Instituto Potosino de Investigacin Cient ca y Tecnolgica, Apartado postal374, San Luis Potos, S. L. P., 78216, Mxico. Domicilio actual: Centro de Geociencias, UNAM, Campus Juriqui

Quertaro, Qro. 76230, Mxico2 Department of Mineral Sciences, Smithsonian Institution, Washington, D. C. 20560, USA3Department of Geological Sciences, University of Texas at Austin, Austin, Texas 78712, USA4Posgrado en Ciencias de la Tierra, Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autnoma de Mxico, Campus Juriq

Apartado postal 1742, Quertaro, Qro., 76001, Mxico* [email protected], [email protected]

M E X I C A N A A .

C .

S O C I

E D A D G E O L

G I C A

1904

2004

C i e n A o s

Resumen

El volcanismo tipo intraplaca (Oligoceno tardo-Cuaternario) ocurre en Mxico tanto en regiones pertenecienla placa de Amrica del Norte como sobre corteza ocenica de la placa del Pac co. Los magmas extravasados a travsde corteza ocenica formaron volcanes escudo voluminosos (Socorro: ~2 400 km3) ubicados sobre o cerca de dorsales

abandonadas. Las rocas en las porciones subareas de los volcanes forman series contnuas y coherentes (Guadalo conjuntos bimodales (Socorro). La cristalizacin fraccionada en cmaras magmticas someras, a partir de ma baslticos alcalinos, as como la asimilacin de rocas alteradas por sistemas hidrotermales determinaron la composelemental e isotpica de las rocas m cas e intermedias de Socorro. Las traquitas de Socorro al parecer fueron formad por fusin parcial (510%) de un basalto alcalino. Fraccionamiento a partir de magmas traquticos origin a las rioLas rocas flsicas de Socorro tambin muestran evidencias de asimilacin de rocas alteradas hidrotermalmente.

En la regin continental existen numerosas localidades al norte de la Faja Volcnica Transmexicana (FVTM). fenmeno es independiente de provincias volcnicas ms antiguas, de lmites entre provincias geolgica/tectnicatuales y de fronteras entre terrenos tectonoestratigr cos. Muchas rocas volcnicas de tipo intraplaca son alcalinas [i. e. ,gra can arriba de la lnea FeOt/MgO=(0.156 x SiO2)-6.69 en el diagrama SiO2 vs. FeOt/MgO de Miyashiro (1974) y convalores elevados de TiO2, Nb y Ta] y contienen xenolitos de peridotita provenientes del manto superior, y/o conjuntosmegacristales, y/o de granulitas feldespticas provenientes de partes profundas de la corteza. La mayora de los camcon xenolitos del manto se localizan en la porcin meridional de la provincia Cuencas y Sierras, pero hay localidque yacen en donde las fallas normales no son obvias o cuantitativamente importantes en la geologa expuesta en l per cie. Algunos de los campos volcnicos de tipo intraplaca ms voluminosos y extensos del norte de Mxico fuero parte simultneos a fallamiento normal. En otros sitios los volcanes se encuentran alineados a lo largo de fallas normregionales y/o sus productos estn intercalados con gravas de relleno de graben. Sin embargo, en la mayora de losos, la relacin entre extensin y magmatismo de tipo intraplaca es tenue. La ubicacin de algunos campos sugiereel ascenso de magmas de tipo intraplaca fue in uenciado por fallas que delimitan dominios tectnicos regionales en e basamento y que tienen historias complejas.

Los procesos petrogenticos dominantes en los magmas continentales asociados a extensin temprana (Oligotemprano-Mioceno), es decir aquella que sucedi inmediatamente despus de un cambio de acortamiento ENE a exteENE a NE, di eren de aquellos en el Plioceno-Cuaternario. En las rocas de tipo intraplaca tempranas hay muestras simien composicin a las rocas ms primitivas del Plioceno-Cuaternario. Sin embargo, es ms comn que las rocas anti

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Aranda-Gmez et al.188188

sean ms diferenciadas y muestren evidencias claras de contaminacin signi cativa con material cortical, mientras queen las rocas volcnicas jvenes los vestigios de asimilacin son sutiles o ausentes. Se cree que esto se debe a un cambi progresivo en las condiciones tectnicas y a la evolucin trmica de la litsfera en la regin. Al inicio de la extensin, corteza estaba caliente debido a la etapa paroxsmica del volcanismo terciario asociado a subduccin. Bajo estas circuntancias la transicin frgil-dctil en la corteza debi ascender, disminuyendo la posibilidad de que las estructuras frgil(i. e. , fallas normales) penetraran profundamente y formaran conductos adecuados para el ascenso rpido del magma. Emovimiento lento de los magmas favoreci al proceso de asimilacin y cristalizacin fraccionada y la segregacin de lxenolitos de peridotita. Conforme se enfri la corteza, las estructuras frgiles causadas por extensin ENE a NE penetrarms profundamente y los magmas sin contaminar llegaron rpidamente a la super cie con xenolitos del manto.

Las rocas de tipo intraplaca ms subsaturadas en slice en Mxico son las nefelinitas del sur de San Luis PotosAsumiendo fuentes similares, compuestas por lherzolita de granate, la diferencia entre la composicin de las nefelinity hawaiitas expuestas un poco ms al norte ha sido explicada por un grado de fusin mayor para las segundas. Las rocms evolucionadas en la regin estudiada son las panteleritas y comenditas de Sonora, as como traquitas provenientes Sonora, Chihuahua y Tamaulipas. Desgraciadamente se sabe poco de ellas. Cabe sealarse que en la regin Oriental/Alcalison relativamente comunes los ejemplos de rocas altamente diferenciadas. Las evidencias de extensin contemporneavolcanismo en esta regin son escasas o aun ausentes en comparacin con el centro y noroeste de Mxico.

Algunas de las rocas primitivas de San Quintn, B. C. tienen caractersticas geoqumicas que sugieren fusin parcia progresiva a presiones relativamente bajas dentro del manto (i. e. , a partir de peridotitas de espinela). La geotermome-tra/geobarometra en los xenolitos de San Quintn indica temperaturas y presiones de equilibracin signi cativamentems bajas que en el centro de Mxico.

En muchos campos volcnicos de tipo intraplaca hay rocas m cas sin alterar con hiperstena en la norma que, aparen-temente, son contemporneas a rocas m cas alcalinas. Hasta ahora, este fenmeno no ha sido analizado en la literaturay solo para la regin de Durango se ha argumentado que en las rocas m cas de tipo intraplaca con hiperstena hay componentes heredados de la subduccin del Terciario medio que pudieron persistir en el manto y contribuir peridicamena la formacin de los magmas de tipo intraplaca.

En el rea de estudio no se ha demostrado un cambio temporal en la fuente de los magmas de tipo intraplaca, duna porcin relativamente somera del manto litosfrico a una ms profunda en la astensfera, similar al propuesto en porcin norteamericana de Cuencas y Sierras. Al parecer el proceso de asimilacin y cristalizacin fraccionada en lmagmas de tipo intraplaca tempranos en Mxico fue de tal magnitud que enmascara los rasgos geoqumicos heredadde las fuentes en el manto.

Palabras Clave: Rocas alcalinas, extensin, Cuencas y Sierras, xenolitos del manto, xenolitos corticales.

Abstract

Intraplate-type volcanism (late Oligocene-Quaternary) occurs in Mexico in regions that belong to the North Americanand Paci c plates. Magmas erupted through oceanic crust formed voluminous shield volcanoes (Socorro: ~2400 km 3)located on or near fossil spreading ridges. Rocks in the subaerial part of the volcanoes form continuous and coherentrock series (Guadalupe) or bimodal sets (Socorro). Crystall fractionation of alkali basalt in shallow magma chambersand assimilation of hydrothermally altered rocks determined the elemental and isotopic composition of the ma c andintermediate rocks of Socorro. Trachytes from Socorro were originated by 5-10% partial melting of alkali basalt. Crystal

fractionation of a parental trachytic magma originated the rhyolites. Felsic rocks also show the evidence of assimilationof hydrothermally altered rocks.

Continental ma c intraplate type volcanism (late Oligocene - Quaternary) is scattered throughout the region locatednorth of the Mexican Volcanic Belt. This phenomenon is independent of older volcanic provinces, boundaries betweentodays geologic/tectonic provinces, and limits among tectonostratigraphic terranes. Most intraplate type volcanic rocksare alkalic [i. e. they plot above the FeO t /MgO=(0.156 x SiO 2) - 6.69 line in the SiO 2 vs. FeO

t /MgO diagram of Miyashiro(1974) and have high TiO 2 , Nb, and Ta] and host peridotite xenoliths from the upper mantle, and/or megacrysts, and/or

feldspathic granulite xenoliths from deep portions of the crust. Most volcanic elds with mantle xenolith are in the southern part of the Basin and Range Province, but there are localities in regions where normal faulting is minor or absent in thegeology exposed at the surface. Some of the most extensive and voluminous intraplate type volcanic elds in northern

Mxico were contemporaneous with normal fault ing. In some areas volcanoes are aligned along regional normal faultsand/or their products are interlayered with graben- ll gravel deposits. However, in most areas the tie between extensionand volcanism is not evident. The locations of some volcanic elds suggest that magma ascent was in uenced by regional

faults. These basement structures have complex evolutions and they separate large tectonic domains.

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Dominant petrogenetic processes in magmas associated to the rst pulses of extension (early Oligocene - Miocene),those immediately after the change from ENE compression to ENE extension, are different from those manifested in Plio-Quaternary magmas. Volcanic elds associated with the earlier extension may contain primitive rocks, similar to thoseerupted by Plio-Quaternary volcanoes. However, older rocks are commonly more evolved and show clear geochemicalevidence for assimilation of crustal material, whereas contamination is subtle or absent in younger intraplate-type suites.This is attributed to a gradual change in tectonic and thermal conditions in the crust in the region. During the earlystages of extension (

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Cuaternario - Mioceno tardo

LL: Llera (~5 Ma - 2.4 Ma)

Ca: Camargo (4.7-0.09 Ma)

VES: Ventura-Espritu Santo (1.1 - 1.4 Ma)

SD: Santo Domingo (0.35 - 0.45 Ma)

F: FresnilloS: Sombrerete N: NievesD: Durango ( 0.8 Ma) 20%); AB=andesita basltica; A=andesita; D=dacita; R=riolita. Los nombentre parntesis se modi can dependiendo de la relacin Na2O-K 2O como lo explican Le Maitreet al. , 2002 (p. 35).

homogneos de87Sr/86Sr (0.703210.70330). La posicintectnica de la isla Guadalupe, sobre el eje de una dorsalfsil, tiene implicaciones importantes en cuanto a la escalade las heterogeneidades qumicas e isotpicas en el manto yla geometra de las fuentes que alimentan a los sistemas dedorsales y volcanes centrales en sus ancos.

2.2. Archipilago Revillagigedo

Est formado por cuatro islas volcnicas Socorro, SanBenedicto, Clarin y Roca Partida (Figura 1) ubicadas enel Pac co oriental, en el extremo norte de la dorsal de losMatemticos. Esta dorsal es un rasgo topogr co submarino

que marca el sitio en donde hasta hace ~3.5 Ma hubo expan-sin del fondo ocenico (Mammerickx,et al. , 1988). Las islasrepresentan actividad alcalina posterior a que la dorsal fueabandonada. Con la excepcin de Roca Partida, el volumende estas islas est en el 12% superior de los volmenes delos montes submarinos e islas formadas sobre corteza oce-nica del Plioceno (Batiza, 1982). La actividad volcnica msreciente en el archipilago son las erupciones de 1952-1953 enla isla San Benedicto (Richards, 1959) y actividad submarina basltica cerca de Socorro en 1993 (McClellandet al. , 1993;Siebeet al. , 1995). Heterogeneidad regional en el manto esevidente a partir de datos elementales (Figuras 4a y 5a) eisotpicos (Figuras 6a y 7a) derivados de los basaltos transi-cionales (ligeramente alcalinos) de Socorro, las mugearitas

40 50 60 700

5

10

20

Ventura

MoctezumaAldamaSan Carlos - Cruillas

BernalPinacate

SiO2

c)

rea mostradaen diagrama d

N a

O + K

O

2

2

Otros smboloscomo en d

40 50 60 700

5

10

20

SiO2

b)

N a O

+ K O

2

2

Metates (n=3)Los Encinos (n=18)Rodeo (n=3) Nazas (n=3)

N a O + K O

2

2

40 50 60 700

5

10

20GuadalupeBrcenaSocorro

2SiO

a)

PhTP

PTTB

T, B

F

Ba AB

TA

BTA

T, TDR

AD

Todas las muestras(islas + continente

n = 455)

PB

45 50 55

5

2SiO

OcampoEste de SLPMesa CacaxtaEsperanzasLleraSanto DomingoSan QuintnRo Chico -OtinapaMaratnezLa Brea-El Jagey

d)

N a

O + K O

2

2

Otros smboloscomo en c

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de San Benedicto y basaltos submarinos colectados cerca deSocorro (Bohrson y Reid, 1995).

2.2.1. Isla SocorroEl trabajo inicial en esta localidad fue realizado por

Bryan (1959, 1966, 1976). Recientemente ha sido estu-diada por Bohrson y Reid (1995, 1997) y Bohrsonet al. (1996) de donde resumimos la mayor parte del materialaqu asentado.Socorro es un ejemplo nico en la cuenca del Pac co,ya que el volcanismo subareo ha sido dominado (~80%) por actividad silcica peralcalina, aunque se cree que elvolcn es principalmente basltico. El volumen total esti-mado del volcn es de 2 400 km3, pero de ste solo menosdel 2% (40 km3) est sobre el nivel del mar. El volcn escoronado por una caldera (~4.5 x 3.8 km) que se encuentracasi totalmente cubierta por material volcnico posterior.La historia eruptiva de la porcin subarea del volcn sedivide en las etapas pre-, sin- y postcaldera. Las rocas pre- y

sincaldera son derrames de lava e ignimbritas traquticas yriolticas que dan edades40Ar-39Ar entre 540 y 370 ka. Laactividad postcaldera se desarroll a partir de 180 ka y laroca ms joven colectada en la isla es de 15 ka. La actividad postcaldera produjo principalmente domos y derrames delava silcica. El Cerro Evermann es un cono de tefra condomos asociados y su cima es el punto ms alto en la isla(1 050 msnm). La Formacin Evermann es postcalderay est dominada por domos y lavas silcicas peralcalinasasociadas con material piroclstico y derrames de lava decomposicin basltica alcalina. En el extremo sureste de laisla a ora la Formacin Lomas Coloradas (180-15 ka) quetambin es postcaldera y est dominada por basalto alcalinocon rocas silcicas peralcalinas subordinadas. Hasta ahorano se han encontrado rocas intermedias (SiO2=5461%) enla isla (Figura 2a). Este hueco en composicin es observadotambin en algunos xidos y elementos como K 2O, TiO2,P2O5 y Sr.

Gnesis de los basaltos postcaldera. Las lavas m cas

100An/(Ab+An)20 40 60

-30

-20

-10

0

10

20

30

N e - H y

80 100

Basalto alcalino

Basalto

Hawaiitas

Todos los datos

a)

100An/(Ab+An)

N e - H y

20 40 60 80 100-30

-20

-10

0

10

20

30 b)

20 40 60 80 100-30

-20

-10

0

10

20

30

N e - H y

100An/(Ab+An)

c)

rea mostradaen diagrama d

Otros smboloscomo en D

Guadalupe

BrcenaSocorro

Hawaiitas con nefelina

Hawaiitas con olivino

Basanitas y nefelinitas con olivino

Metates (n = 3)Los Encinos (n= 18)Rodeo (n = 3) Nazas (n = 3)

Ventura

MoctezumaAldamaSan Carlos - Cruillas

BernalPinacate

20 40 60-10

0

10

N e - H y

100An/(Ab+An)

d)

OcampoEste de SLPMesa CacaxtaEsperanzasLleraSanto DomingoSan QuintnRo Chico -OtinapaMaratnezLa Brea-El Jagey

Otros smboloscomo en c

Figura 3. Clasi cacin normativa de las rocas m cas intraplaca de acuerdo con los criterios empleados por Luhret al. (1995a). Se gra ca la compo-sicin normativa de la plagioclasa (peso%)versus el contenido normativo de nefelina o hiperstena en la roca en peso por ciento. En estos diagramslo gra can las muestras en que SiO2 (peso%) < 52. El campo gris en todos los dibujos cubre el rea en donde gra can todas las muestras m casmexicanas (n=313) hasta ahora reportadas, tanto en corteza ocenica como en corteza continental. a) Localidades ubicadas sobre corteza oc(n=40). b) Magmas extravasados sobre corteza continental durante el Mioceno (n=27). c) Todas las localidades del Plioceno-Cuaternario ubsobre corteza continental (n=246). Ntese que es comn que en algunos campos se presenten rocas con [ Hy]. El recuadro con lnea punteada se muestraampli cado en la gr ca d.

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de Socorro son dominantemente africas o con un conte-nido bajo de fenocristales. Los conjuntos de fenocristalesson Pl>>Ol~Cpx o Pl>>Ol. La matriz es pilotaxtica ointergranular y est compuesta por Pl+Ol+Cpx+OFTAp.Las rocas estudiadas forman una serie compuesta prin-cipalmente por basalto alcalino, hawaiita y mugearita(Figuras 2a y 3a), con cantidades subordinadas de basal-tos transicionales (suavemente alcalinos). Casi todas lasvariaciones en elementos mayores y elementos de alto potencial inico (HFSE por sus siglas en ingls) puedenexplicarse por cristalizacin fraccionada a presin baja dePl+Cpx+Ol+OFT. Si se considera que en el conjunto derocas de Socorro el magma madre fue un basalto alcalino,se requiere aproximadamente un fraccionamiento de 50% para llegar a mugearita. El rango limitado de Zr/Nb (5.7 7.2) en el conjunto de muestras sugiere que los magmasmadre son producto de aproximadamente el mismo gradode fusin a partir de un manto relativamente homogneo.Las variaciones en las proporciones isotpicas de87Sr/86Sr

(Figura 6a) y143 Nd/144 Nd son pequeas (0.70310.7032 y0.51280.5130, respectivamente), pero signi cativas yaque exceden las incertidumbres analticas. Las variacionesen los istopos de Pb (Figura 7a) son206Pb/204Pb=18.74 19.16,207Pb/204Pb=15.5615.65 y208Pb/204Pb=38.36-38.88y son similares a aquellas documentadas en los montessubmarinos de la Dorsal del Pac co Oriental. Muchasmuestras presentan anomalas negativas de Ce (Figuras4a y 5a) y enriquecimientos en P2O5, Ba y elementos deTierras Raras (REE por sus siglas en ingls) intermediasque no pueden explicarse con el modelo de cristalizacinfraccionada. Estas caractersticas son atribuidas a asimi-lacin de componentes provenientes de corteza ocenicasomera, sedimentos metalferos y/o Ap formado en etapas previas del sistema magmtico de Socorro o, en el caso deSr radiognico (Figura 6a), por contaminacin con aguade mar o con uidos hidrotermales. La magnitud de lasanomalas causadas por asimilacin/contaminacin varade un sitio a otro y depende del material incorporado.

1

10

100

1 000

La Ce Pr NdPmSm Eu Gd Tb Dy Ho Er TmYb Lu

Volcanismo temprano (Rodeo-Nazas, Encinosy Metates). 21 muestras

Rodeo-Nazas: Dgo-410Los Encinos: SLP-156Los Encinos: SLP-145Metates: Dgo-119a

Todos los datos (islas + continente, n = 172)

1

10

100

1 000

La Ce Pr NdPmSm Eu Gd Tb Dy Ho Er TmYb Lu

Todos los datos (islas + continente, n = 172)Ventura (n = 13)

Ocampo: Coa-25Este de SLP: SLP-235Esperanzas: Coa-10Llera: Cle1

10

100

1 000

La Ce Pr Nd PmSm Eu Gd Tb DyHo Er Tm Yb Lu

Todos los datos (islas + continente, n = 172)Todas las muestras continentales plio-cuaternarias (n = 97)

Ventura (n = 13)

Moctezuma: 78-82 (hawaiita)Moctezuma: 8-82 (tholeiita)Aldama: Lag (basalto alcalino)San Carlos-Cruillas: CBURG (basanita)Bernal de Horcasitas: Be3 (fonolita de olivino)

b)

c) d)

R o c a

/ c o n

d r i t a s

R o c a

/ c o n

d r i t a s

R o c a

/ c o n

d r i t a s

1

10

100

1 000

La Ce Pr Nd PmSm Eu Gd Tb DyHo Er TmYb Lu

Islas: rocas mficas (SiO < 55 %); n = 26)2Islas: rocas intermedias y flsicas(SiO > 64%; n = 28)2


Traquita: 91-46Basalto: 90-121Basalto: 91-29Mugearita: T-20 (Brcena)Traquita: 91-23

Riolita: 91-19Riolita: 90-54Riolita: 90-112

a)

R o c a

/ c o n

d r i t a s

Santo Domingo: SLP-10San Quintn: BCN-28Maratnez: Man2

Figura 4. Diagramas de Tierras Raras normalizadas respecto a condritas (Sun y McDonough, 1989); en todas las gr cas la lnea slida continua bordeaal rea en donde gra can todas las muestras continentales y ocenicas hasta ahora estudiadas. En cada una de las gr cas se muestran algunos ejemploscaractersticos de varias localidades discutidas en el texto. a) Las muestras colectadas en las islas forman dos tendencias distintas dependiendo dcontenido de SiO2. Ntese que las rocas m cas tienen patrones similares a los de las rocas de tipo intraplaca continentales. b) Patrones caractersticosde las rocas de tipo intraplaca del Mioceno. c) En el rea verde claro gra can todas las muestras continentales del Plioceno-Cuaternario. El rea verde

oscuro corresponde a los ejemplares de Ventura, que aqu se consideran como caractersticas de los magmas intraplaca con xenolitos del manto. Ela gr ca se incluye una muestra del Oligoceno (Bernal de Horcasitas) de la regin Oriental/Alcalina. A diferencia de las localidades tempranas Rodeo-Nazas, Los Encinos y Metates, en esta localidad no se han reportado megacristales ni xenolitos de granulitas corticales. d) Otros ejemplos rocas del Plioceno-Cuaternario.

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Origen de las traquitas y riolitas peralcalinas. El conjunto de rocas estudiadas (51) por Bohrson y Reid (1997)incluye materiales de las etapas pre-, sin- y postcaldera, provenientes de derrames y domos de lava e ignimbritas.Las muestras de lavas y domos jvenes son vitr dos,mientras que las lavas ms antiguas al igual que las ig-nimbritas son holocristalinas. El conjunto de fenocristalesforma 015% (volumen) de las rocas y es: feldespato alca-lino (Ab65Or 35-Ab67Or 33)>>piroxeno sdicoFaOFTEni.La mineraloga de la matriz es similar. Con la excepcin deuna nica benmoreita en el conjunto, todas las rocas sontraquitas o riolitas (Figura 2a) peralcalinas con [Qtz], [ Acm]y [ Ns] en la norma y con enriquecimientos (respecto a rocasmetaluminosas) en Na2O, K 2O, FeOt y algunos HFSE, yempobrecimiento en Al2O3, Sr y Ba. Todas las muestrasson enriquecidas en LREE con (La/Yb) N entre 2.9 y 8.9,la mayora con anomalas negativas en Eu y una parte conanomalas de Ce, siendo estas ltimas casi siempre nega-tivas (Figura 5a). Los valores de istopos de Nd y Pb son

143 Nd/144 Nd=0.512869-0.512956,206Pb/204Pb=18.76-19.00,207Pb/204Pb=15.55-15.61,208Pb/204Pb=38.36-38.71 y compa-rables con aquellos documentadas en los basaltos alcalinosde Socorro (Figuras 6a y 7a). Las relaciones87Sr/86Sr enfeldespatos son: 0.703086-0.704632 y en roca total sinlixiviar con cidos son considerablemente ms variables(0.703431-0.708621), pero los valores altos se registranen rocas con contenidos muy bajos de Sr, que son muysusceptibles a contaminacin y, por tanto, son atribuidosa interaccin con uidos hidrotermales dominados poragua marina.

Con base en la semejanza en el contenido de istoposde Nd y Pb entre las rocas m cas y flsicas de Socorro(Figura 7a), se ha planteado la hiptesis que las traquitas pudieron formarse por cristalizacin fraccionada a partir deun magma suavemente alcalino. El modelado mostr queno es posible conciliar el contenido de elementos mayoresy traza medidos en las rocas con los valores calculados.Los modelos de fusin parcial de basalto alcalino y rocas

1

10

100

CsRbBaTh UNb K LaCePbPr Sr P NdZrSmEuTiDyYYbLu

1 000

10 000Islas: rocas mficas (SiO 55 %); n = 26)2


Traquita: 91-23Traquita: 91-46

Basalto: 90-121Riolita: 91-19 Basalto: 91-29Riolita: 90-54Riolita: 90-112

Mugearita:T-20 (Brcena)

1

10

100

CsRbBaTh UNb K LaCePbPr Sr P NdZrSmEuTi DyYYbLu

1 000

10 000Volcanismo temprano (Rodeo-Nazas, Encinosy Metates). 21 muestras

Rodeo-Nazas: Dgo-410Los Encinos: SLP-156Los Encinos: SLP-145Metates: Dgo-119a


1

10

100

CsRbBaTh UNb K LaCePbPr Sr P NdZrSmEuTi DyYYbLu

1 000

10 000

Ventura (n = 13)

Moctezuma: 78-82 (hawaiita)Moctezuma: 8-82 (tholeiita)Aldama: Lag (basalto alcalino)San Carlos-Cruillas: CBURG (basanita)Bernal de Horcasitas: Be3 (fonolita de olivino)

1

10

100

CsRbBaTh UNb K LaCePbPr Sr P NdZr SmEuTiDyYYbLu

1 000

10 000

Ventura (n = 13)

a) b)

c) d)

R o c a / M a n t o

p r i m i t i v o

R o c a / M a n t o

p r i m i t i v o

R o c a / M a n t o p r i m i t i v o

R o c a / M a n t o

p r i m i t i v o

Todas las muestras continentales plio-cuaternarias (n = 135)

Todos los datos (islas+continente, n = 207)

Ocampo: Coa-25Este de SLP: SLP-235Esperanzas: Coa-10Llera: CleSanto Domingo: SLP-10San Quintn: BCN-28Maratnez: Man2

Todos los datos (islas + continente, n = 207)Todas las muestras continentales plio-cuaternarias (n = 135)

Figura 5. Diagramas multielementos normalizados respecto al manto primitivo (Sun y McDonough, 1989); en todas las gr cas la lnea slida continua bordea al rea en donde gra can todas las muestras continentales y ocenicas hasta ahora estudiadas. En las gr cas se muestran algunos ejemploscaractersticos de varias localidades discutidas en el texto. a) Las muestras colectadas en las islas forman dos tendencias distintas dependiencontenido de SiO2. b) Patrones caractersticos de las rocas de tipo intraplaca del Mioceno. c) En el rea verde claro gra can todas las muestras conti-

nentales del Plioceno-Cuaternario. El rea verde oscuro corresponde a los ejemplares de Ventura, que aqu se consideran como representativasmagmas intraplaca con xenolitos del manto. En la gr ca se incluye una muestra del Oligoceno (Bernal de Horcasitas) de la regin Oriental/Alcalinadiferencia de las localidades tempranas de Rodeo-Nazas, Los Encinos y Metates, en esta localidad no se han reportado megacristales. d) Otros ejde rocas del Plioceno-Cuaternario.

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cumulofricas asociadas sugieren que 5-10% de fusin parcial es una solucin viable para reproducir a la vez loscontenidos de K 2O y algunos elementos incompatiblescomo Zr y Nb en las traquitas. Las riolitas sin desvitri car(i. e. que no han experimentado prdidas importantes de Na2O) s pueden derivarse por cristalizacin fraccionada(baja presin, hasta 80%) a partir de un magma traqutico.El conjunto de fases empleadas en la modelacin es principalmente feldespato alcalino y Cpx+Fa+Ilm+Ap.Las anomalas negativas de Ce y algunos REE (Figura 4a)se atribuyen a la asimilacin de cantidades variables desedimentos hidrotermales y la gran variacin de los istoposde Sr en rocas totales sin lixiviar con cidos a interaccinde magmas con contenidos bajos de Sr con un sistemahidrotermal dominado por agua marina.

Con base en el estudio de Socorro, Bohrson y Reid(1987) concluyeron que hay tres condiciones que conducena la formacin de magmas peralcalinos: 1) tasas moderadasde extensin, 2) cmaras magmticas someras y 3) unmagma madre de composicin basltica y suavementealcalina.

2.2.2. Isla San BenedictoEl volcn Brcena es el rasgo topogrfico ms

prominente en la isla San Benedicto, que es la isla msseptentrional en el archipilago Revillagigedo. Brcenaest ubicado a 350 km al sur de la punta de Baja California(Figura 1) y fue formado por erupciones que ocurrieronen 1952-1953 (Richards, 1959, 1965, 1966). La isla SanBenedicto es alargada en direccin NE-SW y contiene unaserie de domos traquticos cuaternarios en su extremo norte.En el extremo meridional de la isla estn ubicados el volcnBrcena y el Montculo Cinertico que es un cono de tefracompuesto por mugearita y riolita sdica, posiblementedel Holoceno, que precedi a Brcena y que fue casicompletamente sepultado por los productos del segundo.Brcena es un cono de toba de ms de 300 m de alto,con un crter de 700 m de dimetro, que contiene domos postmaar de lava traqutica. De su anco sudoriental fueextravasado un derrame de lava traqutico que lleg hastael mar y form un delta que mide 700 x 1 200 m (Siebertet al. , 2002). La petrologa de San Benedicto no ha sidoestudiada en detalle. En el trabajo de Bohrson y Reid (1995)

DM

MORB

HIMU

PREMA

BE02

4

6

8

10

12

14

16

0.7020 0.7025 0.7030 0.7035 0.7040 0.7045 0.705087 86Sr/ Sr

CHUR

Todos los datos(islas + continente

n = 138)

Socorro (SiO 64%; n =10)2 >Socorro (SiO 55%; n = 29)

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se incluyen anlisis de algunas muestras provenientes deesta isla (Figuras 2a y 6a).

3. Magmatismo continental

3.1. Actividad temprana: Oligoceno tardo-Mioceno,regin Cuencas y Sierras meridional

3.1.1. Campo volcnico El PinacateRecientemente, en un resumen breve, Vidal-Solanoet

al. (2000) documentaron en El Pinacate (Figura 1) una fasevolcnica temprana (Mioceno?) ntimamente relacionadaa basaltos transicionales con tendencia alcalina. Esta activi-dad produjo rocas flsicas en que la relacin (Na2O+K 2O)/Al2O3 es aproximadamente igual a 1.2. Estas panteleritasy comenditas contienen [ Egi ]. La mineraloga de las rocases Sa, Anor, Fa, Anf, FHd, Eni y TMt. Los elementos trazamuestran enriquecimientos en Y, Zr, Zn, Ta, Nb y Hf y unespectro de REE con una pendiente negativa pronunciadaen las LREE, una anomala negativa de Eu marcada y unatendencia casi horizontal en las HREE. Se cree que estafase est relacionada a los primeros pulsos de extensinterciaria (i. e., Protogolfo de California). Otros sitios endonde se han encontrado rocas similares en composicin yubicacin estratigr ca dentro de la Provincia Extensionaldel Golfo de California son en la regin de Hermosillo y enel noroeste de Sonora (Paz-Morenoet al. , 2000).

3.1.2. Rodeo y Nazas, DurangoLa primera manifestacin petrolgica del inicio de la

extensin en el norte de Mxico y el suroeste de los Estados

Unidos fue la expulsin delSouthern Cordillera Basaltic Andesite (SCORBA), que posee contenidos similares deelementos traza e istopos que lasuite orognica (i. e. ,asociada a subduccin) basalto-andesita-riolita de la SierraMadre Occidental, pero que en conjunto tiene menos SiO2 (Cameronet al. , 1989). Aunque estas rocas no son conside-radas aqu como de tipo intraplaca, sus caractersticas qu-micas fueron interpretadas por Cameronet al. (1989) comouna consecuencia de un ascenso ms rpido de este tipo demagma, en comparacin con los magmas orognicos, loque implic menor diferenciacin. Las rocas tipo SCORBA(Aranda-Gmezet al. , 1997) a oran inmediatamente alnorte de la ciudad de Durango (Figura 8) y son conocidascomo el basalto Caleras (K-Ar, roca total: 29-30 Ma).Las rocas ms antiguas (K-Ar: 24-20 Ma; Aguirre-Dazy McDowell, 1993) con las caractersticas de magmas detipo intraplaca que se han documentado en el norte deMxico son las hawaiitas de Rodeo y Nazas, Dgo. (Figuras1 y 8). Las relaciones de campo y edades isotpicas fueronanalizadas por Aguirre-Daz y McDowell (1993) y porAranda-Gmezet al. (1997). La petrognesis de estas rocasfue discutida en detalle por Luhret al. (2001). Las rocasvolcnicas de Rodeo y Nazas son similares en edad y composicin a algunas rocas de la regin de Transpecos, Texas

(James y Henry, 1991). Los volcanes de Rodeo hicieronerupcin cerca de la falla maestra (breakaway fault zone )de un semigraben importante (Figura 8) y estn interca-ladas con depsitos clsticos de relleno del semigraben.Tanto las gravas como algunas hawaiitas fueron cortadas por fallas normales, in rindose de estas relaciones que elvolcanismo de tipo intraplaca fue contemporneo con unevento importante de extensin en la zona. Las hawaiitas

20.018.0 18.5 19.0 19.515.50

15.55

15.60

15.65

15.70

Todos los datos(islas + continente

n = 125)

Socorro (SiO 64%; n =13)2 >Socorro (SiO 55%; n = 22)

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de Nazas forman varios campos de lava sin deformar quesobreyacen a bloques de falla basculados formados porrocas volcnicas flsicas del Oligoceno y a conglomeradoscon capas horizontales, derivados de los bloques de fallacercanos. Algunos de los derrames de lava en Nazas pue-den seguirse hasta sus fuentes, que son conos cinerticos profundamente erosionados y que yacen sobre o cerca defallas normales.

Las hawaiitas de Rodeo y Nazas (SiO2: 47.449.5% peso) incluyen fenocristales y/o microfenocristales de Pl,Ol, Cpx y TMt. Aproximadamente la mitad de las muestrasestudiadas por Luhret al. (2001) tambin contienen micro-fenocristales de Bt. La mayor parte de las rocas incluyenconjuntos de megacristales con feldespato sdico, Ol ricoen Fe, Cpx rico en Al y una variedad amplia de cristalesde Spl. Las texturas y composiciones qumicas observadasen los bordes de los megacristales sugieren desequilibriocon el magma husped. Por ejemplo, los ncleos de losmegacristales de feldespato tienen composiciones homog-neas entre An26-51, mientras que los bordes son zoni cadoscon composiciones ms clcicas (An57-65). De igual forma,el ncleo de los megacristales de Cpx contiene 79% en

peso de Al, mientras que los bordes slo contienen 15%en peso. En ambos casos la composicin de los bordesde los megacristales es similar a la de los fenocristales ymicrofenocristales primarios en las rocas. Algunos ncleosde la Pl son agregados policristalinos que dan una idea delas paragnesis (Pl+Spl+Ap+Po; Pl+Spl+Cpx; Pl+Cpx+Ol)de los protolitos de los que fueron desagregados. Por suscaractersticas mineralgicas y qumicas se interpreta a los protolitos como fragmentos derivados de la parte profundade la corteza subyacente.

Las muestras de Rodeo y Nazas estn moderada a po- bremente preservadas y tienen contenidos elevados de TiO2 (2.12.4% peso), Nb (4082 ppm) y Ta (2.14.2 ppm). Deacuerdo con el diagrama de total de lcalisvs. slice (TAS por sus siglas en ingls) de Le Maitreet al. (2002) sonhawaiitas (Figura 2b) y con excepcin de aquellas alteradasintensamente, tienen [ Ne] en la norma (Figura 3b). Suscontenidos de MgO (5.57.1% peso), #Mg (52.259.7), Ni (4883 ppm) y Cr (73186 ppm) indican que fuerondiferenciadas y que no son magmas primarios derivadosdirectamente de peridotitas del manto. La abundancia deelementos incompatibles en ellas es similar al de muchas

Aluvin

Rocas mficas intraplaca (Cuaternario)

Basalto alcalino (~2 Ma)

Hawaiita Metates (~12 Ma)

Sedimentos continentales (Terciario)

Hawaiita (24-20 Ma)

Basalto Caleras (SCORBA, 29-30 Ma)

Rocas volcnicas flsicas (Terciario medio)

Rocas sedimentarias marinas (Mesozoico)

Complejo de maares La Brea-El Jagey

Falla normal

Poblado

Ciudad

25N

105W

24N

0 50

N

km

DurangoOtinapa

Canatln

Graben RoChico-Otinapa

Rodeo

Figura 8. Mapa geolgico generalizado de los alrededores de la ciudad de Durango (Aranda-Gmezet al. , 1997). Los a oramientos de Metates seencuentran al oeste de la ciudad en las cercanas del graben Ro Chico-Otinapa.

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rocas de tipo intraplaca cuaternarias de la porcin meri-dional de la provincia Cuencas y Sierras (Figuras 4b y5b). Excepciones notables son cuatro ejemplares en queel Cs muestra un enriquecimiento muy marcado y el Rbest empobrecido (Figura 9). Se cree que esas caracte-rsticas geoqumicas son consistentes con la interaccinde estos magmas con corteza continental y con la incor- poracin preferente de Cs respecto a Rb, lo que hizo quedisminuyera la relacin Rb/Cs en ellas. Las hawaiitas deRodeo y Nazas tienen composiciones isotpicas distinti-vas formando grupos separados, aunque las variacionesobservadas son pequeas (Figuras 6b y 7b). Respecto alas rocas de Nazas, las hawaiitas de Rodeo tienen ms bajo 87Sr/86Sr i (0.70370.7038vs. 0.70400.7041), msalto Nd,i(+4.2+4.8vs. +2.8+3.5), ms alto206Pb/204Pbi (18.8418.91vs . 18.7718.84) y ms alto208Pb/204Pbi (38.5538.61vs. 38.5138.57). Los valores de207Pb/204Pbi traslapan (15.5715.60). Las relaciones isotpicas soninterpretadas como evidencia de interaccin entre estosmagmas y la corteza.

3.1.3. Campo volcnico Los Encinos (S. L. P.)Los Encinos ocupa un rea extensa (>5 000 km2) en la

Mesa Central, en el noroeste de San Luis Potos y noreste deZacatecas (Figura 10). La petrognesis de las rocas volcnicas de tipo intraplaca de Los Encinos y el signi cado de losconjuntos de inclusiones en ellas son analizados en detalle por Luhret al. (1995b). Algunas implicaciones tectnicasde la distribucin de los volcanes son discutidas por Henry yAranda-Gmez (2000). En trminos generales, la regin deLos Encinos puede ser descrita como un altiplano con unaelevacin promedio sobre el nivel del mar de ms de 2 000m en donde sobresalen algunas sierras aisladas con alturashasta de 2 600 msnm. El lmite oriental de la distribucin delos volcanes de Los Encinos es la Sierra de Catorce (

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cristalizadas a alta presin y que tienen una composicinglobal similar al magma husped, slo que ms evolucio-nada. La composicin de los minerales en estos gabros escomparable con la de los megacristales por lo que se creeson muestras de los protolitos de donde se derivan losmegacristales. Hasta ahora no se han reportado xenolitosde peridotitas del manto o xenocristales derivados de ellosen los volcanes de Los Encinos.

Las rocas de tipo intraplaca de Los Encinos son hawaii-tas y hawaiitas de [ Ne ] (Figura 3b), similares a las deTranspecos (Texas), Rodeo-Nazas y Metates (Durango).La mayor parte de estas rocas muestran diferencias notables con las rocas cuaternarias de los campos volcnicosde Santo Domingo y Ventura-Espritu Santo, ubicadosms al sur en la Mesa Central (Figura 10b). Los campos

volcnicos cuaternarios tambin incluyen hawaiitas perostas se asocian a basanitas y nefelinitas considerablementems primitivas. El rango de composicin de las rocas deLos Encinos es distinto al de las rocas cuaternarias (e. g. ,SiO2: 46.957.0 y MgO: 11.93.9vs. SiO2: 41.851.2,MgO: 15.85.7% peso, respectivamente). El contenido deelementos traza en unas cuantas rocas de Los Encinos essimilar al de las rocas cuaternarias (Figuras 5b y 5c), perootros productos volcnicos estn muy enriquecidos en Cs,Rb, Th y U (Figuras 5b y 9). Estos enriquecimientos soninterpretados como evidencia de contaminacin con ma-teriales de la corteza inferior. Esto es porque los valoresanmalamente altos de estos elementos son independien-tes de las concentraciones de muchos otros elementosincompatibles en las mismas rocas y que se cree fueron

N c)

VES

101W

23N

~ 20 km

a)

SD

Falla normal

Poblado

Pliegue laramdico


Andesitas (Eoceno-Oligoceno)

Hawaiitas de Los Encinos (Mioceno)

Lavas mficas intraplaca (Cuaternario)

Aluvin

S i e r r a

d e

C a t o r c e

S i e

r r a

d e

C h a r c a s CH

TD

HS

M

SJV

PC10100'2345'

10 km

b)

Figura 10. a) Entorno geolgico del campo volcnico de los Encinos. Se muestra diagramticamente su relacin con las rocas de tipo intraplaca

Cuaternario (SD=Santo Domingo y VES=Ventura-Espritu Santo). Ntese que SD se ubica a lo largo de la misma estructura inferida en el basamque Los Encinos. Las lneas formadas por rayas cortas muestran la tendencia general de los alineamientos de volcanes descritos en el texto. Localimostradas: SJV=San Juan de Vanegas, PC=Potrero de Catorce, M=Matehuala, TD=Tanque de Dolores, HS=Hacienda Sols, CH=Charcas. La Fi10b corresponde al rectngulo. b) Mapa geolgico generalizado del campo volcnico de Los Encinos (Henry y Aranda-Gmez, 2000). Se muesdistribucin de los aoramientos de rocas volcnicas del Terciario y su posible relacin con una discontinuidad en el basamento. sta inuy orientacin de los pliegues laramdicos y en la localizacin de los volcanes del Terciario medio y del Mioceno. c) Roseta que muestra la orientacilas fallas normales del Terciario medio y tardo en la porcin meridional de la Mesa Central, en la regin ubicada entre las ciudades de San Luis Py Guanajuato; las tendencias principales coinciden con el alineamiento de volcanes en Los Encinos.

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controlados por su abundancia en las rocas madre de losmagmas en el manto y/o por el grado de fusin parcial y/o por el grado de diferenciacin de las mismas.

Las muestras estudiadas por Luhret al. (1995b) fuerondivididas en tres grupos en funcin de sus caractersticasgeoqumicas. El tipo U (sin contaminar) es similar a las ro-cas cuaternarias (comprese el diagrama de multielementosde SLP-145 en Figura 5b con los patrones caractersticos delgrupo Ventura en Figura 5c), slo que ms evolucionado.La composicin isotpica del tipo U (e. g., SLP-145, Figura6b) es Nd=+7.6, 87Sr/86Sr=0.70286 y206Pb/204Pb=18.74,ms extrema que en las rocas de los campos cuaternariosvecinos (Santo Domingo y Ventura-Espritu Santo, Figura6c). Los otros dos tipos, A y B, estn contaminados, tienenvalores altos de Yb y relaciones isotpicas ms altas de87Sr/86Sr (hasta 0.7040) y206Pb/204Pb (hasta 18.98) y Nd ms bajo (hasta +3.1), que re ejan asimilacin, ya sea de rocatotal (bulk ) o asimilacin acompaada con cristalizacinfraccionada ( AFC por sus siglas en ingls) de granulitasfeldespticas, especialmente paragneises con Grt. Las rocasde tipo A tienen valores anmalamente altos en Cs, Rb, Th,Sb, U, Pb, K y Si (e. g. , Figura 9 y SLP-156 en Figura 5b).Aquellas muestras que no satisfacen claramente los criterios para los tipos U o A, fueron clasi cadas como tipo B.

3.1.4. Metates (Durango)El basalto (sensu lato ) Metates (Crdoba, 1963) a ora

en y cerca del graben Ro Chico-Otinapa, a ~20 km aloeste de la ciudad de Durango (Figura 8). La edad(K-Ar, hornblenda) de esta unidad es 12.7 Ma (McDowelly Keizer, 1977) y sta se ha utilizado como el argumento principal para fechar un pulso de fallamiento normal

al este de la Sierra Madre Occidental, contemporneocon la formacin del Protogolfo de California (Henry yAranda-Gmez, 2000). Las relaciones estratigr cas yestructurales indican que el graben fue formado un pocoantes que la expulsin del basalto Metates. Cerca del sitioen donde la carretera Durango-Mazatln cruza al grabense puede observar que el derrame ms antiguo de basaltodentro del graben sobreyace a un depsito delgado degravas que rellenaron parcialmente la estructura. En esesitio, el basalto slo contiene una cantidad pequea demegacristales (feldespato y Krs). En la margen oeste delgraben se observa otro derrame de lava del basalto Metates,sin inclusiones, desplazado unos 60 m por una falla normal.As mismo, se observa un dique m co sin inclusionesque aparentemente se emplaz a travs de una falla y que puede ser el alimentador de los basaltos suprayacentes. Unalocalidad del basalto Metates con megacristales abundantesy con algunos xenolitos de granulita feldesptica se puedeobservar en el kilmetro 44 de la misma carretera. En esesitio, el basalto sobreyace a un domo rioltico y depsitos piroclsticos asociados con una edad isotpica (K-Ar, Sa)de 29.3 Ma. La edad del basalto (K-Ar, Hbl) es de 12.0 Ma(McDowell y Keizer, 1977).

Hasta ahora no existe un estudio petrolgico detallado

del basalto Metates. Slo se han reportado anlisis qumicosde tres muestras (Aranda-Gmezet al. , 1997) y se ha hechonfasis en la semejanza que existe entre la composicinqumica de estas hawaiitas (Figura 3b) y su contenido demegacristales con las rocas de Los Encinos y Rodeo-Nazas(Luhret al. , 1995b, 2001).

3.2. Magmatismo tardo (Plioceno temprano-Cuaterna-rio): Regin occidental/Baja California

3.2.1. Campo volcnico de San QuintnEste es un sitio excepcional, ya que es la nica localidad

hasta ahora reportada con volcanismo de tipo intraplacacon xenolitos del manto y granulitas de la corteza en la pennsula de Baja California (Figura 1). San Quintn estformado por diez complejos volcnicos del Cuaternario(40Ar-39Ar, matriz: 126 y 90 ka, Luhret al. , 1995b y3He-4He: 165-22 ka, Williams, 1999), formados por escu-dos de lava pequeos y conos cinerticos. A diferencia deotras muchas localidades en Mxico, las rocas volcnicasy los xenolitos del manto de San Quintn han sido objetode varias investigaciones (e. g. , Basu, 1977a, 1977b, 1978,1979; Basu y Murthy, 1977; Bacon y Carmichael, 1978;Rogerset al. , 1985; Cabanes y Mercier, 1988; Storeyet al. ,1989; Righter y Carmichael, 1993), siendo sta una de laslocalidades ms intensamente estudiadas en Mxico.

San Quintn se encuentra afuera de la regin evidente-mente afectada por la extensin relacionada a la provinciade Cuencas y Sierras y/o a la transtensin asociada al Golfode California (Figura 1). El carcter de tipo intraplaca delas rocas en San Quintn ha sido atribuido a: (1) la creacin

de unno-slab window que pudo permitir el acceso al mantoastenosfrico debajo de esta regin (Rogerset al. , 1985;Saunderset al. , 1987), (2) a que San Quintn se encuentratan cerca de la paleotrinchera que el manto debajo de estalocalidad no pudo ser afectado por la subduccin (Sawlan1991).

El estudio ms sistemtico de la geologa, geoqumica y petrologa de las rocas volcnicas de San Quintn es aquedesarrollado por Luhret al. (1995a). A continuacin seresumen algunos de sus resultados: (1) la paragnesis estable en las rocas de San Quintn es: Ol+Pl+Cpx+TMt+IlmEl olivino usualmente contiene inclusiones de Spl. Estasfases mineralgicas usualmente van acompaadas de xenocristales y megacristales. Los xenocristales ms comunesson aquellos derivados de las peridotitas del manto y suabundancia se correlaciona con la abundancia de xenolitosobservada en el campo. Aproximadamente la mitad de lasmuestras contienen algunos xenocristales de Qtz. Algunosejemplares contienen xenolitos parcialmente fundidosde granulitas gabricas. En los volcanes en donde losxenolitos son ms abundantes se observan megacristalesde Pl y Cpx hasta de 2 cm; (2) casi todas las muestrasestudiadas (n=63) contienen [ Ne] y fueron clasi cadascomo hawaiitas, hawaiitas nefelnicas, basaltos alcalinos

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y basanitas (Figuras 2d y 3d). Estas variedades ocurrenen aproximadamente la misma proporcin en el conjunto.Adems de esto, se encontraron tres muestras con [ Hy] yse clasi caron como basaltos o hawaiitas (Figura 3c); (3)el #Mg en las rocas vara de 51 a 67. Los volcanes ms an-tiguos expulsaron lavas y piroclastos primitivos (#Mg>64)que rara vez contienen xenolitos pequeos. Con el tiempolos volcanes expulsaron productos ms diferenciados conxenolitos grandes abundantes. Los volcanes ms jvenesextravasaron lavas y tefras primitivas, prcticamente sinxenolitos, pero muy ricas en fenocristales de Ol; (4) seobserva un decremento en la abundancia de elementosincompatibles con el tiempo, lo que implica un aumentoen el grado de fusin parcial o el agotamiento progresivode estos elementos en la fuente de donde provienen losmagmas; (5) la mayor parte de las rocas diferenciadas pueden ser modeladas a partir de los magmas ms pri-mitivos en la serie por cristalizacin fraccionada de Ol,Pl, Cpx y Spl en un sistema cerrado; (6) las variacionesisotpicas en las muestras estudiadas (n=20) son peque-as: 87Sr/86Sr=0.7031400.703459, Nd=+5.38+6.28 y206Pb/204Pb=19.008-19.357 (Figuras 6d y 7c). Los valores poco variables de composiciones isotpicas de Sr, Nd yPb que se observan en las rocas diferenciadas y su traslapecon aquellos en rocas primitivas apoyan la interpretacinde cristalizacin fraccionada. Slo en dos de los complejosvolcnicos se encontr evidencia elemental e isotpica decontaminacin con material cortical; (7) un rasgo pocousual de las rocas primitivas de San Quintn, en compara-cin con otras localidades de tipo intraplaca en el mundo,es que tienen valores relativamente altos de Al2O3 e Yb(Figura 5d), as como bajos en las relaciones La/Yb y en

CaO/ Al2O3 (Figura 11c). Estas caractersticas, junto con lastendencias a aumentar del Al2O3 y a decrecer del CaO conel incremento de elementos incompatibles (Figuras 11a y11b) son consistentes con la generacin de los magmas deSan Quintn por fusin parcial progresiva de lherzolitas deSpl a presiones relativamente bajas dentro del manto.

3.3. Magmatismo tardo (Plioceno temprano-Cuaternario): Regin Cuencas y Sierras meridional

3.3.1. Campo volcnico El PinacateEs un campo volcnico extenso ubicado al noreste del

extremo septentrional del Golfo de California (Figura 1).Se encuentra dentro de un rea de aproximadamente de 55x 60 km y sus productos cubren un rea de ~1 500 km2.La actividad temprana del Cuaternario (K-Ar: 1.7-1.1Ma: Lynchet al. , 1993) form un escudo (volcn SantaClara) que alcanza una altura de 1 200 m y est formado por una serie de diferenciacin alcalina que, en ordenestratigr co, vara de basanita a traquita (Figuras 2c y2d). Sobre el volcn Santa Clara y las arenas del desiertocircundante hicieron erupcin un gran nmero de volcanesmonogenticos (maares, conos de toba y conos cinerticos)

de composicin basltica (K-Ar 64

San Quintn Ventura La Brea

Honolulu Huri HillsSE Australia

1.4

1.2

1.0

0.8

0.6

0.4 2 4 6 8 10

c)

Th (ppm)

b)16

15

14

13

12

1110

9

Figura 11. Diagramas de variacin de Thvs. CaO, Al2O3 y CaO/ Al2O3 para las muestras ms primitivas de San Quintn. Las echas indican lastendencias lineales que generara la fusin parcial progresiva despus deque el Cpx se ha agotado en la fuente. Tomado de Luhret al. (1995a).Para comparacin se incluyen muestras selectas de Ventura, La Brea,SE de Australia, Honolulu y Huri Hills (vanse fuentes de datos en Luhr

et al. , 1995a).

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yace sobre corteza continental a slo ~ 50 km de un lmitede placas activo formado por una cresta ocenica y fallastransformantes asociadas (Figura 1).

A pesar de que se han publicado trabajos de vulcano-loga fsica (e. g. , Arvidson y Mutch, 1974; Gutmann ySheridan, 1978; Gutmann, 1979, 2002; Lutz y Gutmann,1995) y de algunos aspectos mineralgicos de las rocasvolcnicas de El Pinacate (e. g. , Gutmann, 1974, 1986;Gutmann y Martn, 1976) y de sus xenolitos (Gutmann,1986), no existe ningn estudio exhaustivo y sistemtico dela geoqumica y petrologa de sus lavas y tefras. Los datosque resumimos provienen de Lynch (1981) y de Lynchetal. (1993) acerca de un muestreo de reconocimiento (n=7) para determinar la composicin isotpica (Sr y Nd) de lasseries cuaternarias temprana, tarda, del derrame Ives yde un xenolito de lherzolita. Todas las rocas excepto una,tienen valores de87Sr/86Sr entre 0.70312 y 0.70342 y de Nd entre + 5.0 y + 5.7 (Figura 6c). La traquita del volcnSanta Clara tiene valores de87Sr/86Sr ms altos (~ 0.70611)y el valor ms bajo de

Nd (+5), posiblemente debido a

contaminacin cortical (no se muestra en la Figura 6c). A pesar de que el derrame de lava Ives es distinto en variosaspectos al resto de las rocas de El Pinacate (e. g. , contiene[ Hy]), su composicin isotpica de Sr y Nd es idntica.Esto demuestra que Ives vino de la misma fuente (o de lamisma mezcla de fuentes) que el resto de los magmas yque su composicin particular se debe a un grado de fusin parcial mayor. La composicin isotpica de los ejemplaresestudiados, as como la de una Di separada de un xenolitode lherzolita es similar a OIB (basalto de isla ocenica)o MORB (basalto de dorsal ocenica) enriquecido, quesugiere una fuente dominada por manto astenosfrico en

vez de un manto litosfrico enriquecido para los magmas deEl Pinacate. Lynchet al. (1993) no encontraron evidenciasisotpicas convincentes de una in uencia de la tectnicadel Golfo de California en la geoqumica de las rocas deEl Pinacate, pero s una semejanza considerable con otraslocalidades de tipo intraplaca de la porcin norteamericanade Cuencas y Sierras (e. g. , Geronimo y Kilbourne Hole;Menzies, 1989).

3.3.2. Campo volcnico de MoctezumaEsta localidad fue estudiada por Paz-Morenoet al.

(2003). Los datos que aqu se asientan se tomaron dedicho trabajo. Moctezuma est ubicado en Sonora, en lasestribaciones al noroeste de la Sierra Madre Occidental(Figura 1) y se caracteriza por una asociacin ntima entrerocas con [ Hy] y/o [Qtz] y rocas con [ Ne] (Figuras 3c y3d). El campo volcnico se encuentra en un semigrabencon rumbo NNW. La extensin en esta regin inici en elMioceno temprano como lo atestiguan basaltos (40Ar-39Ar,Pl: 22.3 Ma) intercalados con un fanglomerado que rellen parcialmente a la estructura. Estas rocas m cas asociadasa las fases tempranas de extensin tienen caractersticasgeoqumicas similares a los SCORBA documentados porCameronet al. (1989) en Chihuahua. El volcanismo m-

co en Moctezuma reinici en el Cuaternario (40Ar-39Ar,roca total: 1.7 Ma) despus de una pausa prolongada en laactividad magmtica. Las fases iniciales del volcanismodieron origen a mesas extensas cubiertas por derrames delava con [ Hy] y/o [Qtz ] que provienen de conductos su-rales ubicados cerca de la falla maestra en el lado orientaldel semigraben. La actividad ms reciente produjo rocasm cas alcalinas (K-Ar=0.53 Ma) que fueron expulsadas por conductos centrales localizados ms hacia el centrodel semigraben. Esta actividad form conos de escoria yderrames de lava asociados. El rea cubierta por las rocasvolcnicas cuaternarias es de ~400 km2 y su volumenestimado es

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entre +8 y +11 y bajos de87Sr/86Sr=0.70280.7036 (Figura6c). Estos valores, y la forma de la gr ca de multielemen-tos normalizados respecto al MORB, son interpretados porPaz-Morenoet al. (2003) como que la fuente de donde sederivan los magmas de Moctezuma estaba dominada porel manto astenosfrico.

3.3.3. Mesa CacaxtaEn la regin ubicada a unos 50 km al norte de Mazatln,

Sinaloa, existen varios a oramientos aislados de rocas m- cas alcalinas. Aqu nos referimos a este campo como MesaCacaxta (Figura 1) por ser este a oramiento el ms extenso(~500 km2) en la zona. La Mesa Cacaxta es un campo delava de 3.2 Ma (40Ar-39Ar, roca total y Pl: Aranda-Gmezet al. , 1997) en donde hay algunos megacristales de Pl. EnPunta Piaxtla, ubicada al oeste de Mesa Cacaxta, en la costadel Golfo de California (vase localizacin en Figura 24de Aranda-Gmezet al. , 1997), hay hawaiitas nefelnicasde 2.1 Ma (40Ar-39Ar, roca total y Pl: Aranda-Gmezet al. ,

1997) con xenolitos de lherzolita de Spl (Luhr y Aranda-Gmez, 1997), piroxenita, granulitas feldespticas y me-gacristales de piroxeno y Pl (Henry y Fredrikson, 1987 yRighter y Carmichael, 1993). Otros sitios, ubicados al surde Punta Piaxtla, en donde estn expuestas rocas similaresson Punta Prieta, Cerro Carey, Punta Los Labrados y PuntaGruesa. Anlisis qumicos de dos muestras realizados por Smith (1989) indican que estas rocas son hawaiitasnefelnicas (Figura 3d). La composicin de estas rocas es

comparada con muestras del campo volcnico de Durangoy con el basalto Metates en un diagrama de variacin deSr vs. #Mg (Figura 12).

Es notable que estas hawaiitas son contemporneas conexpansin del piso ocenico y expulsin de MORB en el ve-cino Golfo de California y que la Mesa Cacaxta carezca defallamiento o inclinacin que indiquen deformacin. Estocontrasta con la deformacin transtensional del Pliocenodocumentada por Umhoeferet al. (2002) en el otro ladodel Golfo, en una regin en donde hasta ahora no se hanencontrado rocas similares con xenolitos.

3.3.4. Isla IsabelEs una isla pequea (1.5 km de largo) ubicada a 30

km de la costa de Nayarit (Figura 1). Est formada poruna serie de volcanes coalescentes que fueron formadossobre la plataforma continental (Aranda-Gmezet al. ,1999). Isabel est en el lado este de la boca del Golfo deCalifornia. Al sureste de la isla, dentro del continente,existe el rift de Tepic-Zacoalco (Allan, 1986), un rasgoestructural mayor en la parte occidental de la FVTM. Lamayor parte de las rocas expuestas en Isabel son depsi-tos de tefra acumulados de nubes rasantes asociadas a laformacin de conos de toba. Tambin hay derrames delava expuestos en los acantilados marinos y en la partenoroeste de la isla, as como algunos depsitos de escoria productos de actividad estromboliana. La composicinqumica de las rocas analizadas por Cabral-Cano (1988)

56 58 60 62 64#Mg

600

800

1 000

_

_ _

_

_

_

_

_ _

_

_

_ S r

( p p m

)

Lavas pre-maar

Escoria sin-maares

Escoria post-maares

Lavas post-maares

R = 0.94

b)

#Mg

a

a

aa

46 50 54 58 62 66 70 7442 44 48 52 56 60 64 68 72

200

400

600

800

1 000

1 200

S r

( p p m

)

- - -

-

- -

-

- - - -

-

- -

-

- -

-

- - - -#Mg e .

i n c o m p .

AB C

M

a)

2

Hawaiita [ ] > 5%Hawaiita

Hawaiita con [ ]

Basanita

Basalto alcalino

Ne

Hy

[ ] < 5%

[ ] > 5%

[ ] < 5%

Ne

Ne

Ne

Basalto (SCORBA)Mesa CacaxtaMetates

a Basalto FVTMM MORB

Campo Volcnico de Durango Otras localidades

Figura 12. a) Diagramas de variacin de Srvs. #Mg en el conjunto de muestras estudiadas por Smith (1989) en el campo volcnico de Durango, MesaCacaxta y Metates. En el recuadro en el ngulo inferior izquierdo de a) se muestra un diagrama esquemtico con las tendencias lineales A, B y C idti cadas por Smith. Otros smbolos: a=basaltos de arco provenientes de la FVTM (tomados de Luhret al. , 1989a, muestras MAS-21, JOR-44, 417A y426B). M=MORB (Wood, 1979). b) El subconjunto de rocas provenientes del complejo volcnico La Brea-El Jagey sigue la tendencia A y tiene coe ciente de correlacin alto. Ntese que el #Mg aument conforme sucedi la erupcin. Tomado de Pieret al. (1992). El recuadro en la parte centralde a) corresponde al rango de composiciones representado en b).

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corresponde a basaltos (sensu lato ) alcalinos con 514% peso de [ Ne] similares en composicin a las rocas en mu-chas localidades de tipo intraplaca de la porcin mexicanade Cuencas y Sierras. En la isla se encuentran xenolitos de peridotitas del manto (lherzolitas de Spl y/o de Pl), algunosmegacristales de feldespato y xenolitos feldespticos raros(Ortega-Gutirrez y Gonzlez-Gonzlez, 1980). No se tienenoticia de edades isotpicas de las rocas de Isabel, pero elaspecto juvenil de los derrames de lava hace suponer quela isla es cuaternaria.

3.3.5. Campo volcnico de PalomasEst ubicado en la frontera con Estados Unidos, a unos

70 km al oeste de Ciudad Jurez (Figura 1). Cubre un reade aproximadamente 150 km2. En l se han identi cadoms de 30 conos cinerticos, comnmente con forma deherradura, debido a la presencia de derrames de lava quedestruyeron parcialmente al edi cio. En el campo tambinse observan diques lineales de basalto de orientacin N-S yotros de forma curva. Algunos de los volcanes se encuen-tran en la interseccin de diques. Palomas est ubicadoen el anco occidental delrift del Rio Grande y muestraalgunas diferencias con los campos volcnicos en su inte-rior (Frantes y Hoffer, 1982): (1) Palomas parece ser msantiguo, (2) en Palomas hay a oramientos de andesitas ytraquitas que se consideran como diferenciados asociadosa los basaltos de [Ol ] y (3) estn presentes lavas almoha-dilladas y diques. Las relaciones de campo indican que lasandesitas y traquitas son ms antiguas que los basaltos. Enalgunas localidades se han reportado xenolitos del manto. No existen edades isotpicas reportadas. Con base en com- paraciones con otros campos volcnicos de Nuevo Mxico,

Frantes y Hoffer (1982) concluyen que la edad del campovolcnico es al menos del Plioceno.

3.3.6. Campo volcnico de PotrilloEl maar de Potrillo se encuentra ubicado justo en la

frontera Mxico-E. U. A., a ~40 km al oeste de CiudadJurez (Figura 1). Este volcn yace en el extremo meridio-nal del campo volcnico de Potrillo, que cubre ~4 600 km2 en el condado de Doa Ana (Nuevo Mxico), en la partemeridional del rift del Ro Grande. Durante el Cuaternariomedio y tardo (~1Ma-8 ka: Williams, 2002), basaltoalcalino con [Ol ] fue extravasado a travs de numerososconos cinerticos, maares y al menos un volcn escudo enuna regin en donde existen al menos tres fallas normalesmayores: Fitzgerald, Robledo y Aden. Hay evidencias defallamiento activo (Pleistoceno tardo-Holoceno) en las dos primeras (Hoffer, 1976). Los depsitos piroclsticos asocia-dos a la formacin del maar de Potrillo fueron cortados porla falla Robledo (Williams, 2002). En el campo volcnicode Potrillo hay al menos dos localidades importantes conxenolitos: Kilbourne Hole y el maar de Potrillo, en donde sehan encontrado peridotitas del manto, granulitas feldepti-cas de la corteza y megacristales de Krs (Aranda-Gmez yOrtega-Gutirrez, 1987). Las relaciones de istopos de Pb,

Sr y Nd en los cristales de Anf son semejantes a aqullas enlos OIB, lo que sugiere que son derivados de la astensferay las fuentes tienen a nidad con MORB enriquecido u OIB(Ben-Othmanet al. , 1990). Muestras colectadas en la por-cin norte del anillo de tefra del maar de Potrillo y en unalava asociada a un cono dan edades K-Ar de 1.230.06 y1.180.03 Ma (Hawley, 1981).

3.3.7. Campo volcnico de CamargoEst ubicado en la porcin sureste de Chihuahua, cer-

ca de lmite con Coahuila (Figuras 1 y 13). Es el campovolcnico formado por rocas de tipo intraplaca msextenso (~3 000 km2) y voluminoso (~120 km3) hastaahora reportado en el centro y norte de Mxico. En l sehan identi cado ms de 300 volcanes, principalmenteconos cinerticos y lavas asociadas y algunos maares. Laedad isotpica (40Ar-39Ar) de sus rocas (n=23) vara entre4.7 y 0.09 Ma y se ha documentado un desplazamientosistemtico de la actividad volcnica de SW a NE a unatasa estimada de 15 mm/a. A diferencia de muchas otraslocalidades de volcanismo de tipo intraplaca en Mxico,en Camargo la relacin entre volcanismo y extensin esevidente, ya que es cortado por un graben complejo (Figura13). Informacin parcial acerca de las edades de las fallasindica que es posible que tambin haya existido migracinde la deformacin, contempornea con la actividad volc-nica (Aranda-Gmezet al. , 2002b). Camargo se encuentrasobre la traza sepultada de la falla de San Marcos (Figura13), que es un rasgo tectnico mayor formado en el Jursico(McKeeet al. , 1984; McKeeet al. , 1990) y que ha sidoreactivado en cada uno de los pulsos de deformacin pos-teriores, incluyendo la extensin del Cenozoico medio y

tardo (Aranda-Gmezet al. , 2005).Hasta ahora no se ha publicado ningn estudiosistemtico acerca de la petrologa de las rocas m cas delcampo. Slo se conocen algunos datos geoqumicos (Nimz1989) acerca de los volcanes cercanos a La Olivina, unalocalidad importante con xenolitos del manto y granulitasde la corteza (Nimzet al. , 1986; Rudnick y Cameron,1991; Cameronet al. , 1992; Nimzet al. , 1993; Nimzetal. , 1995). Con base en seis muestras de roca volcnicacolectadas en las cercanas de La Olivina, Nimz (1989)indica que: (1) las rocas son basanitas con un contenido de[ Ne] entre 9.4 y 15.6 y #Mg entre 56 y 66; (2) los cambiosen los valores de #Mg y otros parmetros qumicos seatribuyen a fraccionamiento de Cpx y Ol; (3) con base en lo patrones en diagramas de REE normalizados respecto a lacondritas y en diagramas de multielementos, se asienta quelas concentraciones de elementos traza son muy similares aaqullas encontradas en otras localidades con xenolitos demanto en la provincia de Cuencas y Sierras de los EstadosUnidos, sin embargo los magmas de Camargo requierende una proporcin mayor de Grt/piroxeno en su fuente encomparacin con otras localidades; (4) las concentracionesy proporciones de elementos traza en las rocas de LaOlivina son similares a las de rocas alcalinas del Cenozoico

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temprano y medio del oeste de Texas, lo que se interpretatentativamente como que puede haber una fuente comn,que ha sido estable qumicamente durante el Cenozoico,y que produjo los magmas en estos eventos volcnicos;(5) las composiciones isotpicas de las basanitas de LaOlivina (Figuras 6d y 7c) son Nd ~+3.4 a +5.2,87Sr/86Sr ~0.7030 a 0.7033,206Pb/204Pb ~19.3 a 19.6,207Pb/204Pb~15.58 a 15.63, siendo los valores de Pb distintos alos de otras localidades con xenolitos en la porcinseptentrional de Cuencas y Sierras, tanto en el suroestede los Estados Unidos como en Mxico (Figura 7c). Deacuerdo con Nimz (1989) esta diferencia puede deberse

a contaminacin con material cortical o a la presenciade un lmite tectnico importante al norte de Camargoo a que el manto es considerablemente heterogneo bajo Norteamrica. Nimz opina que la contaminacincortical es poco probable con base en la presencia dexenolitos del manto. Por otro lado, las semejanzas entrelos conjuntos de xenolitos corticales de La Olivina yaquellos en Kilbourne Hole (e. g. , Padovani y Carter,1977) y en el contenido y proporcin de elementos trazaen otras localidades del suroeste de los Estados Unidos,llevan a Nimz (1989) a concluir que no existe un lmitecortical importante al norte de La Olivina. Por tanto,

49

Mina

Ciudad

Carretera pavimentada

Carretera de grava

Ferrocarril

Lmite estatalChihuahua-Coahuila

Lago playa

49

45

45 8

22

Hrcules (Fe)

C H I H

U A H U

A

C O A H U I L

A

Camargo

Naica(Pb, Ag, Zn)

Delicias

Jimnez

Sierra Las Pampas

Sierra Mojada

Sierra del Diablo

SierraEl Almagre

B o l s n

d e M

a p i m E

B o l s n d e M a p i m W

105 W28N

104W25 km

F a l l a S a n M a r c o s

La Olivina

Rocas mficas alcalinas del campo volcnicode Camargo (no incluye volcanes aislados)

Aluvin

Intrusivo (Terciario medio)Rocas volcnicas del Terciario medio:a. flsicas, b. intermediasRocas sedimentarias mesozoicas

b

3

a

Fechamientos Ar- Ar (Ma)40 39

Figura 13. Mapa geolgico simpli cado de la regin del campo volcnico de Camargo (modi cado de Aranda-Gmezet al. , 2002b). Ntese la presenciade la falla de San Marcos (vase Figura 15) en la esquina SE del mapa, el cambio sistemtico en la edad del volcanismo de tipo intraplaca y la presecia del graben central a travs del campo volcnico. Se cree que la falla de San Marcos contina hacia el NW, pasando abajo del campo volcnico Camargo, slo que la traza est sepultada debajo de rocas volcnicas cenozoicas (Aranda-Gmezet al. , 2005).

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las variaciones isotpicas posiblemente son debidas aheterogeneidad isotpica en el manto que subyace aAmrica del Norte. Las basanitas de La Olivina requierende una fuente con valores isotpicos de Pb semejantesal HIMU (manto con una alta relacin U/Pb) de Zindlery Hart (1986).

3.3.8. Campo volcnico de DurangoEst ubicado en el extremo noroccidental de la Mesa

Central, al este la Sierra Madre Occidental (Figura1). Es una meseta de lava extensa que cubre un reade aproximadamente 2 100 km2 (Figura 8) y tiene unvolumen estimado de magma de 20 km3. En el rea hayaproximadamente 100 conos cinerticos y conos de lava. Laedad isotpica (K-Ar, roca total) de dos muestras colectadasen campo volcnico de Durango es 65. Sin embargo, para un rangorestringido de valores de #Mg (e. g. , #Mg entre 61 y 62 enla Figura 12b), la mayora de los elementos incompatiblestienen variaciones mayores que la incertidumbre analti-ca, por lo que se cree que hubo algo de variabilidad en lacomposicin de los magmas primarios, que re eja gradosde fusin parcial ligeramente distintos. Los diagramas deTierras Raras normalizados respecto a las condritas, tienentendencias subparalelas con un aumento del contenido totade REE con la disminucin del #Mg. La informacin isot

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pica tambin es consistente con cristalizacin fraccionada.Los rangos de variacin son pequeos:87Sr/86Sr=0.70327 0.70347, Nd=+4.2+5.0 (Figura 6d),206Pb/204Pb=18.60 18.61 (Figura 7c),207Pb/204Pb=15.5815.65 (Figura 7c) y208Pb/204Pb=38.1938.58. Aunque la evidencia petrogr cade contaminacin con materiales del manto y de la cortezaes notable, aparentemente sta no causa variaciones ele-mentales o isotpicas considerables.

3.3.9. San Luis Potos Las porciones central y occidental de San Luis Potos

forman parte de un altiplano semirido conocido como laMesa Central. La mayora de las sierras en la parte orien-tal del altiplano estn formadas por rocas sedimentariasmarinas del Cretcico, las cuales fueron plegadas durantela orogenia Laramide. Hacia su extremo meridional, laMesa Central est cubierta por rocas volcnicas flsicasdel Terciario medio, asociadas al magmatismo de la SierraMadre Occidental (Figura 14). La siografa de la Mesa

Central es controlada por un conjunto complejo de fallasnormales del Cenozoico medio a tardo (Figura 10c) queafectan tanto a rocas sedimentarias mesozoicas como a lacubierta volcnica (e. g. , Labarthe-H.et al. , 1982; Aranda-Gmez et al. , 1989; Nieto-Samaniegoet al. , 1997). Enmuchos sitios aislados de San Luis Potos hay volcanesmonogenticos del Terciario tardo-Cuaternario. En funcinde la presencia o ausencia de xenolitos del manto, estosvolcanes pueden dividirse en dos grupos. En trminosgenerales, los volcanes del Plioceno-Cuaternario ubicadosal occidente del meridiano 100W contienen xenolitos delmanto y/o de la base de la corteza (Figura 14). Aquellossituados al oriente generalmente carecen de inclusiones ynos referimos a ellos como los volcanes del Este de SanLuis Potos. Con base en la composicin qumica de suslavas y piroclastos, los conjuntos de inclusiones acciden-tales y la ubicacin geogr ca, los volcanes con xenolitosse agrupan en los campos volcnicos de Ventura-EsprituSanto y Santo Domingo (Figuras 10a y 14).

101W

100W

99W

24N

23N

50 km

SLP

MOrientacin de pliegueslaramdicos

Aluvin

Rocas volcnicas terciarias

Rocas sedimentarias marinas (Paleogeno)


Cabalgadura mayor

E- San Luis PotosSanto DomingoVentura-Espritu SantoLos Encinos

Lavas mficas intraplaca

JH

J

CA

CCCS

LP

SJSAJP

SDJC

EB

Las Flores

Figura 14. Mapa geolgico generalizado del estado de San Luis Potos. En l se muestran la localizacin de campos volcnicos de tipo intraplaca. Llocalidades al este del meridiano 100W (crculos en blanco) generalmente carecen de inclusiones (xenolitos y/o megacristales). Clave de localidadM=Matehuala, SJSA=San Juan sin Agua, CA=Cerro El Apaste, SD=Santo Domingo, JC=Joya Los Contreras, EB=El Banco, JP=Joya Prieta, CS=CeSarnoso, CC=Cerro Colorado, JH=Joya Honda, J=Joyuela, LP=Laguna de los Palau y SLP=San Luis Potos.

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Ventura-Espritu Santo. Este campo volcnico estformado principalmente por conos cinerticos aislados yderrames de lava asociados, los cuales descansan sobrecaliza del Mesozoico, sobre rocas volcnicas flsicas delTerciario medio, o sobre depsitos clsticos del Terciariotardo o Cuaternario. Las localidades mejor estudiadas deeste campo son tres maares (Joya Honda, Joyuela y Lagunade los Palau) ubicados en la porcin oriental del mismo(e. g. , Labarthe-Hernndez, 1978; Aranda-Gmez, 1982;Luhr et al. , 1989b; Pieret al. , 1989; Heinrich y Besch,1992; Schaafet al. , 1994; Aranda-Gmez y Luhr, 1996),los cuales son importantes por la abundancia y variedadde sus xenolitos. Las edades radiomtricas de los maaresde Joya Honda y Joyuela, determinadas en concentradosde la matriz por el mtodo de K-Ar son, respectivamente,1.1 y 1.4 Ma (Aranda-Gmez y Luhr, 1996).

En comparacin con otras rocas continentales de tipointraplaca en San Luis Potos, las de Ventura-Espritu Santo(Figura 3c) tienen un contenido ms elevado de [ Ne] (hasta28%) y algunas de ellas contienen [ Lct ]. Con la excepcindel Bernal de Horcasitas, las rocas de tipo intraplaca deeste campo son las ms subsaturadas en slice que hansido encontradas hasta ahora en la porcin meridional deCuencas y Sierras.

Santo Domingo. Estos volcanes se encuentran al norestede Ventura-Espritu Santo y estn separados por una zona deaproximadamente 50 km de ancho en donde aparentementeno hay centros eruptivos cuaternarios (Figuras 10a y 14).Los volcanes son considerablemente ms escasos en SantoDomingo y las localidades mejor documentadas son cuatromaares: Santo Domingo, El Banco, Joya de los Contrerasy Joya Prieta (Labarthe-Hernndez, 1978; Aranda-Gmez

et al. , 1993). Adems existen en el rea varios derramesde lava aislados, un cono cinertico bien preservado (CerroEl Apaste) y tres campos de lava (escudos de lava?) mso menos extensos (San Juan sin Agua, Cerro Colorado yCerro Sarnoso; Figura 14). En la regin en donde se ubicanlos volcanes de Santo Domingo hay un cambio muy mar-cado en el rumbo de los ejes de las estructuras laramdicas.Al sur de Santo Domingo los ejes de los pliegues tienen unrumbo NW. Unos kilmetros al norte de Santo Domingo lasestructuras tienen un rumbo N o NE (Figura 10a). Por tanto,se cree que en esa zona hay una discontinuidad estructural(una falla de basamento?) importante que fue capaz dein uenciar en el estilo de la deformacin laramdica du-rante el Terciario temprano. Esa misma discontinuidad se proyecta al sur de la sierra de Catorce hacia la parte centralde Los Encinos (Figuras 10a y 10b) y en ella se encuentrancentros volcnicos de edades diversas (Eoceno, Oligoceno,Mioceno y Cuaternario) lo que sugiere que tambin in uyrepetidamente en la localizacin del volcanismo (Aranda-Gmez y Luhr, 1993). La mayor parte de los xenolitos delmanto en los volcanes de Santo Domingo tienen fbricasmilonticas (Luhr y Aranda-Gmez, 1997), lo que argu-menta a favor de deformacin dctil en el manto superior potencialmente contempornea al volcanismo Cuaternario

en Santo Domingo. Las edades radiomtricas (K-Ar, ma-triz) de ejemplares colectados en el Cerro El Apaste y laJoya de los Contreras son 0.35 y 0.45 Ma respectivamente(Aranda-Gmez y Luhr, 1996). La diferencia ms obvia enel campo entre los volcanes de Ventura-Espritu Santo ySanto Domingo es que en los segundos son muy comuneslos megacristales de Krs y los xenolitos de hornblendita yde piroxenitas con Hbl, mientras que en los primeros estostipos de inclusiones no estn presentes.

Petrologa de las rocas de Ventura-Espritu Santo ySanto Domingo. Estas rocas forman una serie petrolgica bien de nida, que va desde las basanitas y nefelinitas de[Ol] muy subsaturadas en SiO2 de Ventura-Espritu Santohasta basaltos alcalinos y hawaiitas que dominan en SantoDomingo (Figuras 3c y 3d). La mineraloga primaria detodas las rocas es Ol+TAug+OFTPl. La Pl es ubicua enlas paragnesis primarias de Santo Domingo, mientras queen Ventura-Espritu Santo slo se presenta en algunas rocas(Aranda-Gmezet al. , 1993). En general, la abundanciade Pl modal disminuye conforme aumenta el contenidode [ Ne]+[ Lct ]. Adems de los minerales primarios, en lasrocas hay una cantidad variable de xenocristales derivadosde la desagregacin de los xenolitos de peridotitas de Spl(Ol+Opx+Cpx+Spl) y en menor grado de granulitas fel-despticas (Q+Pl). En Ventura-Espritu Santo a veces seencuentran megacristales de piroxeno (Aranda-Gmez,1982).

El contenido de SiO2 decrece en la secuencia hawaiita(51.2% peso), basalto alcalino, basanita, nefelinita de [Ol](41.8% peso). En el mismo orden aumentan los contenidosde [ Ne] y [ Di ], conforme disminuye la [ Ab] y [ An]. Muchoselementos tienen un comportamiento incompatible y au-

mentan progresivamente en la serie junto con la [ Ne]: Ti,K, Na, P, Rb, Sr, Zr, Nb, Ba, La, Ce, Nd, Sm, Eu, Hf, Ta,Th y U. Todos los datos isotpicos de Sr y Nd gra can en ocerca del arreglo del manto y su distribucin es bimodal(Figuras 6c y 6d), aunque sta no se correlaciona con la proveniencia de las muestras, ya sea de Ventura-EsprituSanto o Santo Domingo (Figura 6d). La distribucin bi-modal en los istopos de Sr y Nd se da en el contenido deambos istopos y contrasta con las variaciones continuasobservadas en los diagramas de variacin de elementos.Una vez que se estudia por separado cada uno de losagrupamientos de datos isotpicos de Sr y Nd, para unvalor dado de Nd, los datos de Sr de Santo Domingo sonms radiognicos que los de Ventura-Espritu Santo. Encontraste, los valores de istopos de Pb no muestran unadistribucin bimodal (Figura 7c).

Muchas de las variaciones qumicas elementales obser-vadas pueden explicarse por fusin parcial progresiva deun manto formado por peridotita con Grt. En este esquemalas rocas de Santo Domingo representaran un porcentajemayor de fusin parcial que las de Ventura-Espritu SantoDe manera alternativa, las variaciones tambin pueden explicarse por la mezcla de magmas provenientes de dos fuentes en el manto (Luhret al. , 1989b). La variabilidad en las

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relaciones isotpicas de Sr y Nd no puede explicarse con unmodelo simple a partir de un slo componente en el mantoni nicamente por contaminacin con rocas corticales. Pieret al. (1989) concluyeron que los datos isotpicos requierende al menos tres fuentes en el manto: 1) una componenteempobrecida, similar a la fuente de los MORB, 2) una tipoSt. Helena y 3) una componente hidratada, derivada de una placa subducida. Aqu se considera que los datos de Sr-Ndde Pieret al. (1989) tambin pueden ser consistentes conla existencia de dossuites de magmas (vase Figura 1aen Pieret al. , 1989), siendo la composicin del Grupo 1consistente con un origen en la astensfera y la del Grupo2 en la litsfera. Existen adems evidencias su cientes paraconsiderar que la contaminacin con material cortical jugun papel en la gnesis de los magmas de Ventura-EsprituSanto y Santo Domingo y es posible describir al Grupo 2como derivado de magmas semejantes a los del Grupo 1 atravs de este mecanismo. Sin embargo, la separacin tanmarcada entre los grupos sugiere que no puede desecharsela posibilidad de que las muestras re ejen la existenciade al menos dos fuentes en el manto y que algunos de losmagmas derivados de cada una ellas hayan experimentadocontaminacin cortical.

Este de San Luis Potos. Diseminados en la parte orientaldel estado de San Luis Potos y meridional de Tamaulipas(Figura 14) existen a oramientos aislados de hawaiita y basalto alcalino (Figura 2d) picrtico, la mayora de ellossin xenolitos o megacristales. Una excepcin notable es unalocalidad cerca de Crdenas (S. L. P.) en donde hay algunas peridotitas del manto. Sin duda, el volcn ms importanteen este campo extenso (~ 15 000 km2) es el de Las Flores(Siebertet al. , 2002), ubicado en la regin en donde se

unen San Luis Potos, Tamaulipas y Nuevo Len (Figura14) y que cerca de la fuente forma un rea de malpas de~200 km2. Los productos de este volcn tienen apariencia juvenil (super cies cordadas bien preservadas, tubos delava, colapsos y costillas de presin) a pesar del climahmedo subtropical de la regin, lo que hace suponer quees muy joven. Del volcn Las Flores parte un derrame delava excepcionalmente largo, que puede seguirse de maneracontinua hacia el sur por cerca de 80 km a lo largo de unvalle sinclinal de la Sierra Madre Oriental. El frente delderrame se encuentra cerca de Ciudad Valles (S. L. P.). Noexiste un estudio geoqumico-petrolgico publicado acercade estas hawaiitas, slo se han incluido algunos anlisis engr cas en donde se comparan algunos rasgos qumicosde rocas de tipo intraplaca en Mxico (e. g. , Figura 23 enAranda-Gmezet al. , 1997) de donde se desprende que sonsimilares a stas. Tambin se ignora si tienen alguna rela-cin con el vulcanismo del Altiplano descrito por Robin(1976) ms al sur, en el estado de Hidalgo, en donde se hanreportado basaltos alcalinos y basanitas. Nuestro grupo haanalizado la composicin isotpica de algunas muestras provenientes de del E de San Luis Potos encontrando,respecto a las rocas Santo Domingo y Ventura-EsprituSanto, valores ms elevados de87Sr/86Sr (Figuras 6c y 6d)

sin que haya una disminucin de143 Nd/144 Nd, por lo quesuponemos que existe una contaminacin con carbonatosde la Sierra Madre Oriental, los cuales tienen valores msaltos de87Sr/86Sr.

3.3.10. CoahuilaEn Coahuila existen al menos tres campos volcnicos

con rocas de tipo intraplaca (Figuras 1 y 15): Las Espe-ranzas (CVLE) cerca de Sabinas, Ocampo (CVO) en elcentro del estado, y Las Coloradas (CVLC) situado en la parte noreste del bloque de Coahuila, cerca de la falla SanMarcos. Los primeros dos fueron estudiados por Valdez-Moreno (2001) mientras que del tercero slo se conoce lageoqumica isotpica de dos muestras colectadas recien-temente por nosotros.

Campo volcnico Las Esperanzas. El CVLE (40Ar-39Ar,matriz: ~2.8 Ma; Valdez-Moreno, 2001) se puede dividiren dos zonas: occidental y oriental. La parte occidental secaracteriza por derrames de lava extensos, extravasados atravs de suras localizadas en los bordes del anticlinal dela sierra de Santa Rosa (Figura 15). Estas lavas uyeronhasta 60 km de distancia y rellenaron la paleotopografaexistente. En la parte oriental del campo son comunes losderrames de lava que forman escudos con espesores hastade 35 m (COREMI, 1994). Las rocas del CVLE tienen la paragnesis Ol+Cpx+Pl+OFTAp. Algunas muestras in-cluyen xenocristales de Ol provenientes de la desagregacinde lherzolita. Otros ejemplares contienen xenocristales deQ rodeados por coronas de piroxeno. Segn la clasi ca-cin TAS de Le Maitre et al. (2002), la composicin delas rocas del CVLE vara de basalto a hawaiita (Figura2d). Todas las muestras analizadas, excepto dos, contienen

[Ne] (Figura 3d). Los valores de #Mg en el CVLE oscilanentre 60.5 y 66.5 (Figura 16). La mitad de las muestrastienen valores en el rango 63-73, propuesto por Green(1971) para reconocer magmas primitivos. En cambio loscontenidos de Ni (118-263 ppm) y Cr (186-377 ppm) sonrelativamente bajos para magmas primarios, por lo quese cree que las rocas experimentaron segregacin de Ol yCpx antes de alcanzar la super cie. El estudio de diagra-mas de variacin de #Mg vs. elementos mayores y trazaindica que las rocas de occidente y oriente son dos suitesque evolucionaron independientemente (Figura 16). Lascaractersticas geoqumicas observadas sugieren que partede las variaciones observadas en las suites son debidas a quelos magmas representan distintos grados de fusin parcialy/o heterogeneidad de la fuente en el manto.

Campo volcnico de Ocampo. El CVO (40Ar-39Ar,matriz, ~3.4-1.8 Ma; Valdez-Moreno, 2001) es una regin~600 km2 con reas pequeas aisladas cubiertas por lavasy piroclsticos m cos. El a oramiento ms importante seencuentra cerca del poblado de Ocampo (Figura 15) y estformado por derrames de lava intracan apilados, que enalgunos lugares tiene hasta 80 m de espesor y provienende al menos dos conos de escoria. En el CVO tambin hayun alineamiento ~N-S de cuatro conos y derrames de lava

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asociados (Figura 15). Las muestras del CVO contienenPl+Ol+Cpx+OFT+Ap. Algunos ejemplares contienen xe-nocristales de Qtz y/o de Kspar. Segn la clasi cacinTAS, las rocas son basanitas, hawaiitas y basaltos (Figura 2d).Todas las muestras, excepto una, tienen [ Ne] (Figura 3d).El #Mg en el conjunto vara desde 54 hasta 66 (Figura 16).Sin embargo, la mayora de las muestras presentan valores>60. Las rocas con los valores de #Mg ms bajos (54-57) proceden del alineamiento de conos en la porcin occi-

dental del CVO. Los diagramas de variacin de elementosmayoresvs. #Mg muestran arreglos lineares burdos. Nb ySr tienen correlaciones negativas con el #Mg. Elementosincompatibles como el Zr, Sr y Nb muestran variacionesmuy amplias dentro de un rango limitado de #Mg (Figura16). Otros elementos incompatibles como Ba y Rb muestrantendencias semejantes, aunque su dispersin es menor. NiCr y Co de nen arreglos lineares con correlaciones positi-vas y dispersin baja contra el #Mg.

27N

26N

~50 km

102W 101W

FSM

FLB

ILM

Las Esperanzas

Las Coloradas

Tetillas

El Piojo

Ocampo

Sierra de Santa Rosa

CINTURN PLEGADO DECOAHUILA

Occidente Oriente

Sabinas

BLOQUE DE COAHUILA

O

V

S

SS R

SS P

a Vbora

Figura 15. Modelo de elevacin digital de la porcin meridional del estado de Coahuila. En l se muestra la localizacin de los campos volcnLas Esperanzas, Ocampo y Las Coloradas, as como los volcanes El Piojo, La Vbora y el intrusivo Tetillas. Tambin se incluyen las fallas San M(FSM) y La Babia (FLB) y otros rasgos estructurales mencionados en el texto. Ntese que en el Cinturn Plegado de Coahuila, ubicado entre ly la FLB, la morfologa es controlada por pliegues formados durante la orogenia Laramide (Terciario temprano) y contrasta con aqulla en el de Coahuila al sur y en la Plataforma Burro-Peyotes (no se muestra en el modelo). En el Cinturn Plegado de Coahuila es comn que los ejes pliegues formen arreglos ortogonales entre s o cambien bruscamente de rumbo. Se cree que esto fue causado por fallas en el basamento pre-Crlas cuales fueron reactivadas durante la deformacin del Terciario temprano e in uyeron en el plegamiento. ILM=Isla de la Mula, un rasgo paleogeo-gr co del Mesozoico, posiblemente limitado por fallas de basamento como se in ere de cambios del patrn de plegamiento laramdico. AO=Anticlinade Ocampo, AV=Anticlinal La Virgen, ASM=Anticlinal Sierra La Madera, ASSR=Anticlinal Sierra de Santa Rosa, ASSMP=Anticlinal de las de San Marcos y Pinos.

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Petrologa de las rocas del CVLE y del CVO. Una carac-terstica comn de las muestras del CVLE y CVO es queestn enriquecidas en los elementos traza incompatibles(LILE) y no presentan anomalas negativas de Nb y Ti(Figura 5d).

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