tesis olguin-villa 2010

UNIVERSIDAD DE SONORA

División de Ciencias Exactas y Naturales

Departamento de Geología

TESIS:

ʻʻEstudio Físico y Químico del Volcanismo Hiperalcalino en la

Región de Cataviña, Baja Californiaʼʼ

PRESENTADA PARA OBTENER EL GRADO DE:

GEÓLOGO

Por:

ANGEL ENRIQUE OLGUÍN VILLA

Hermosillo, Sonora. Mayo 2010

Agradecimientos

Agradezco principalmente a mi familia, a mi mamá, Rita Cecilia Villa Castro, a mis hermanos Andrés y Mónica, a mi padre, Roberto Olguín. Gracias por apoyarme siempre en todos los aspectos.

Al Departamento de Geología de la Universidad de Sonora. Al maestro Saúl Herrera Urbina, gracias por todo el apoyo logístico que fué clave para la realización de estancias de investigación.

Al Dr. Jesús Roberto Vidal Solano, gracias por dejarme ser parte de este importante proyecto de investigación, además, gracias por ser un buen amigo dentro y fuera del cubículo, y por todo el apoyo al momento de realizar las estancias de investigación.

A la Dra. Joann M. Stock, gracias por siempre hablar español conmigo cuando nadie mas lo hacía durante las estancias realizadas en su institución. Gracias por todos sus consejos y propuestas de ideas que se desarrollaron durante la interpretación de los datos obtenidos.

Gracias al Instituto Tecnológico de California, por todas las facilidades otorgadas durante la realización de estancias de investigación. Agradezco a los laboratorios de Paleomagnetismo y Sismología, a Joe Kirschvink y Tim Raub por todos los consejos y asesoría sobre como usar el magnetómetro y kappabrigde. A Melissa Bernardino por su amistad en el extranjero.

A Gianna Hernández y Ryan Mason por adoptarme, apoyarme y no dejarme solo en los Estados Unidos.

Al Dr. Francisco Paz y Dr. Ricardo Vega, gracias por resaltar mis errores ortográficos y aportar ideas fundamentales que ayudaron a concretar este trabajo.

Agradezco al proyecto ʻʼEstudio de los mecanismos eruptivos y de la petrogénesis del volcanismo hiperalcalino en el NW de México (Sonora y Baja California)ʼʼ CONACYT (12203-8888000-61198). Por la facilidad de financiamiento para salidas al campo, estancias de investigación y participación en congresos nacionales.

Gracias a Alejandra Marisela Gómez Valencia, por que ella sabe más de ignimbritas que todos nosotros.

Gracias a Ricardo Enrique Ortega Ochoa por su valiosa ayuda en campo, a Héctor Mendívil y Elizard González Becuar, por su amistad y consejos durante la carrera.

A Jaime Gabriel Pacheco y Luis Palomino, gracias por su valiosa ayuda en campo y por siempre estar interesados en la geología.

Resumen

Un volcanismo de tipo hiperalcalino ha sido reconocido dentro de la secuencia

del Mioceno medio en la región de Cataviña, dentro la península de Baja

California. Este evento, a diferencia del documentado en Sonora, es solamente

representado por la ocurrencia de manifestaciones piroclásticas soldadas de tipo

ignimbrítico, mientras que en Sonora se encuentra acompañada de riolitas

fluidales. Sus depósitos tienen un espesor reducido (<30 m), que corresponden a

facies distales al punto de emisión y, que son física (estudio paleomagnético) y

químicamente correlacionables con la Toba de San Felipe. Estos representan, el

margen Oeste de los vestigios de la ignimbrita hiperalcalina en el NW de México

y, la parte mas austral de los afloramientos en Baja California. Su asociación

mineral (sanidina>Cpx>fayalita), que es idéntica a la encontrada en todos los

vestigios de esta naturaleza en el NW de México, evidencia el carácter

hiperalcalino de estas rocas. Los estudios químicos muestran, por un lado, que

no existe ninguna relación genética entre la ignimbrita hiperalcalina y las capas

volcanicas de la Formación Comondú que la subyace (andesitas magnesianas y

adakitas), por otro lado, que la presencia de enclaves de composición

intermedia, encontradas en la Toba de San Felipe y así como en Cataviña,

corresponden con traquitas comendíticas ligadas genéticamente a la ignimbrita.

Los estudios físicos, permiten establecer un modelo de emplazamiento para la

ignimbrita hiperalcalina en la región de Cataviña. Este considera, que la

topografía tenía una vertiente general hacia el Pacífico, en un amplio valle,

ayudando a este flujo piroclástico a dispersarse por la región de Cataviña. El

flujo proveniente del Oriente, arribó al área a través de paleo-canales existenses

en un paleo-relieve que bordeaba el Este del valle. Al llegar al valle, el flujo se

esparció en un rango amplio de direcciones (235°-205°N) liberando el aumento

de energía provocado por la constricción del flujo en los paleo-canales. Entonces

el flujo piroclástico se esparció por todo el valle hasta topar con un paleo-relieve

del basamento que formaba el borde Occidental del valle. Este relieve desvió el

flujo hacia el NW y SW a lo largo de pequeños paleo-canales.

ESTUDIO FISICO Y QUIMICO DEL VOLCANISMO HIPERALCALINO EN LA REGION DE CATAVIÑA, BAJA CALIFORNIA. OLGUÍN VILLA ANGEL ENRIQUE.

RESUMEN I INTRODUCCIÓN I.1 ANTECEDENTES DEL VOLCANISMO HIPERALCALINO EN EL NW DE MÉXICO. 1 I.2 OBJETIVOS DE LA INVESTIGACIÓN. 2 I.3 METODOLOGÍA DE ESTUDIO 3 I.3.1 Trabajo de Campo y de Gabinete I.4 LOCALIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO. 4 a) Localización geográfica b) Vías de acceso c) Principales localidades y ranchos I.5 GENERALIDADES 6 I.5.1 Fisiografiía, geomorfología e hidrografía I.6 MARCO TECTÓNICO Y TRABAJOS PREVIOS 8 II ANALISIS DE IMÁGENES MULTI-ESPECTRALES 11 a) Análisis de imágenes ASTER 11 b) Análisis multi-espectral 13 III GEOLOGÍA DE LA REGIÓN DE ESTUDIO 17 III.1 ROCAS DEL BASAMENTO 17 a) Basamento Metamórfico del Cretácico inferior (Formación Alisitos) b) Batolito de Cataviña III.2 VOLCANISMO DE ARCO CONTINENTAL OLIGOCENO-MIOCENO 21 a) Formación Comondú III.3 UNIDADES SEDIMENTARIAS 23 a) Unidad Conglomerática b) Travertino III.4 VOLCANISMO IGNIMBRÍTICO (MIOCENO MEDIO) 26 a) El depósito Ignimbrítico en San Agustín - Cataviña III.5 VOLCANISMO ALCALINO PLIO-CUATERNARIO 34

ESTUDIO FISICO Y QUIMICO DEL VOLCANISMO HIPERALCALINO EN LA REGION DE CATAVIÑA, BAJA CALIFORNIA. OLGUÍN VILLA ANGEL ENRIQUE.

IV ESTUDIO PETROGRÁFICO Y GEOQUÍMICA DEL VOLCANISMO IGNIMBRÍTICO EN SAN AGUSTÍN-CATAVIÑA, B.C. a) Petrografía del volcanismo hiperalcalino 36 b) Geoquímica del volcanismo hiperalcalino 41 c) Geocronología 40Ar-39Ar en una pómez de la Ignimbrita de Cataviña 49 V ANALISIS FÍSICO DEL VOLCANISMO IGNIMBRÍTICO V.1 ESTUDIO FÍSICO DEL VOLCANISMO HIPERALCALINO 53 V.1 PREPARACIÓN DE MUESTRAS PARA ESTUDIOS DE FÁBRICA 53 V.2 ESTUDIO FÍSICO DE FÁBRICA 56 V.3 ANISOTROPÍA DE SUSCEPTIBILIDAD MAGNÉTICA 62 V.4 ESTUDIO DE REMANENCIA MAGNÉTICA 69 VI DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES a) Emplazamiento de los depósitos 72 b) Contexto geodinámico 75 c) Significado del volcanismo hiperalcalino en la región de Cataviña77 e) Perspectivas 78

VII BIBLIOGRAFÍA 80

ESTUDIO FÍSICO Y QUÍMICO DEL VOLCANISMO HIPERALCALINO EN LA REGIÓN DE CATAVIÑA, BAJA CALIFORNIA.

1

I INTRODUCCIÓN

I.1 Antecedentes del volcanismo hiperalcalino en el NW de México

Los principales indicios volcánicos del Mioceno medio (~12.5 Ma), son

representados en Baja California, por la Toba de San Felipe (Stock et al., 1999)

y en Sonora central, por la Ignimbrita de Hermosillo (Paz-Moreno et al., 2000).

Estos depósitos que son asociados con la apertura del proto-Golfo de California

(Vidal-Solano, 2005) ocurren en forma de mesas ligeramente basculadas en los

afloramientos lejanos al Golfo, sin embargo, en las localidades cercanas a este,

por lo general, las unidades tienen espesores potentes y están fuertemente

basculadas.

La Toba de San es una ignimbrita riolítica de gran extensión geográfica que

se reconoció primeramente, en Baja California, en una zona entre Puertecitos,

San Felipe, y la Sierra San Pedro Mártir. En esta región, ocurre densamente

soldada, con facies reomórficas y siempre con un vitrófiro negro en la base.

Una característica clave en este depósito, es la presencia de una dirección

de remanencia paleomagnética poco común (hacia el SW y casi horizontal;

Stock et al., 1999; Olguín-Villa et al., 2009). Esta dirección se atribuye al efecto

de enfriamiento durante un cambio de polaridad, y/o una excursión del campo

geomagnético. La edad de esta toba ha sido reportada generalmente como de

12.5 Ma (Mioceno medio) aunque las edades pueden variar entre 11.6 y 13.2

Ma, variación que se atribuye al contenido de xenocristales (Vidal-Solano et al.,

2008a). La misma toba soldada ha sido reconocida en Isla Tiburón, en Bahía de

Kino-Punta Chueca en la costa de Sonora y en Hermosillo (Oskin, 2001; Stock et

al., 2005; Stock et al., 2006).

En Cataviña, se han identificado rasgos que diferencian a estos depósitos


2

ignimbríticos de los Baja California y Sonora (Gómez-Valencia et al., 2008a),

mostrando en algunos casos diversas texturas en la base vítrea de los

derrames, presencia de fragmentos de pómez de distinta coloración, líticos y

algunas flamas vítreas con texturas perlíticas.

I.2 OBJETIVOS DE LA INVESTIGACIÓN

Los avances del proyecto de investigación en curso “Estudio de los

mecanismos eruptivos y de la petrogénesis del volcanismo hiperalcalino en el

NW de México (Sonora y Baja California)” a cargo del Dr. Jesús Roberto Vidal

Solano, han permitido identificar con mayor precisión la extensión de este

volcanismo, sus productos, así como el sentido de emplazamiento de los

derrames ignimbríticos y la ubicación de los posibles puntos de emisión

volcánica, entre otros aspectos importantes.

Dentro de lo anterior, los afloramientos correspondientes al área de

Cataviña representan la extensión más al Sur de este tipo de volcanismo en la

Península de Baja California, por lo tanto, se vuelve importante realizar un

estudio detallado de estas unidades volcánicas. Es así como el presente

proyecto de tesis se enfoca principalmente en obtener a) una caracterización

detallada de las unidades volcánicas, b) un estudio de vulcanología física

(caracterización de litofacies, variaciones horizontales y verticales, fábrica), así

como, c) una cartografía geológica general (escala 1:50,000) para delimitar su

extensión y un levantamiento por columnas en zonas clave, permitiendo obtener

un control geológico a detalle en los afloramientos.

Finalmente, con este trabajo se pretende también establecer, el número

de depósitos ignimbríticos en la región de estudio, su proveniencia, localización,

forma de emplazamiento y su relación con los depósitos del mismo estilo

reportados tanto en la región de San Felipe y Puertecitos en Baja California, como en Sonora.


3

I.3 METODOLOGÍA DE ESTUDIO

I.3.1 Trabajo de Campo y de Gabinete

Primeramente se trabajó una fase de gabinete que consistió en el

reconocimiento de afloramientos ignimbríticos en Baja California, con un enfoque

en la región comprendida entre la porción Sur de la Sierra San Pedro Mártir

(SSPM) y el Campo Volcánico Jaraguay, por medio del análisis de fotografías

áreas, ortofotos e imágenes satelitales cortesía del programa Google Earth.

Por otra parte, se hizo una recopilación de los planos geológicos y

topográficos existentes para posteriormente realizar una cartografía preliminar

del área de estudio, tomando como base la carta topográfica San Simón H11D17

escala 1:50,000 del INEGI.

El trabajo de campo consistió en dos visitas realizadas durante la primera

semana del mes de Febrero del 2008 y la primera semana del mes de Abril del

2009, visitando los afloramientos más representativos del volcanismo

hiperalcalino, así como de las unidades adyacentes presentes en la región,

previamente establecidas mediante el análisis de las ortofotos e imágenes de

satélite. Durante esas misiones de campo se llevó a cabo un muestreo

sistemático, sobre la base del cual se enfocó la elaboración de secciones

delgadas, un estudio geoquímico, uno de fábrica y uno paleomagnético.

Dos estancias de investigación fueron realizadas en el Instituto Tecnológico

de California (CALTECH) durante el desarrollo de este trabajo de tesis. La

primera se realizó en el Seismological Laboratory durante el verano del 2008 con

el objetivo de analizar las imágenes multiespectrales de tipo ASTER. La


4

segunda, con duración de 10 semanas, se llevó a cabo durante el verano del

año 2009, bajo el programa de investigación SURF (Summer Undergraduate

Research Fellowships) en el Paleomagnetics Laboratory desarrollando el tema

ʻʻUsing Anisotropy of Magnetic Susceptibility on Per-alkaline Ignimbrites From

NW Mexico: A Major Eruption In Middle Miocene?ʼʼ con el objetivo de obtener

información sobre la fábrica magnética del algunas muestras del volcanismo

hiperalcalino en Baja California y en Sonora.

La preparación de muestras para geoquímica tuvo varias etapas, las cuales

consistieron en el triturado de la muestra para obtener la gravilla, un cuarteo de

la gravilla y una separación manual de líticos presentes en las ignimbritas,

finalizando con un pulverizado que fue llevado a cabo en los laboratorios de

preparación de roca de la Estación Regional del Noroeste (ERNO) de la

Universidad Autónoma de México y de la Universidad de Sonora.

La preparación de las muestras para el estudio paleomagnético se realizó

en el laboratorio de preparación de rocas del Instituto Tecnológico de California y

el análisis de anisotropía de susceptibilidad magnética y desmagnetización por

campos alternados alternos? se realizó en el Laboratorio de Paleomagnetismo

de la misma institución.

I.4 LOCALIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO

a) Localización Geográfica

Los depósitos ignimbríticos estudiados afloran en la región Sur de Baja

California, en los alrededores del poblado de Cataviña y se localizan en las

cartas topográficas 1:50,000 de INEGI H11-D17 (San Simón) y la H11-D27 (La

Bocana).


5

Cataviña es un pequeño pueblo ubicado en el estado mexicano de Baja

California perteneciente al Municipio de Ensenada (Fig. 1). Está localizado en las

coordenadas 29°43ʼ58ʼʼN 114°43ʼ08ʼʼO, a 125 kilómetros al Sur del poblado de El

Rosario y a 110 kilómetros al norte del Paradero Punta Prieta, de donde parte la

carretera hacia Bahía de los Ángeles.

b) Vías de acceso

Para llegar a Cataviña es necesario transitar sobre la Carretera Federal 1

(Transpeninsular) que parte hacia el Sur desde Tijuana, bordeando el Pacífico,

hacia el sur pasando por Rosarito, Ensenada, San Quintín y El Rosario (Fig. 1).

Fig. 1 Localización y principales vías de acceso al área de estudio; la carretera Transpeninsular y la ruta del transbordador Guaymas-Santa Rosalía. T, Tijuana; SA, San Agustín; C, Cataviña; SR, Santa Rosalía; LP, La Paz; G, Guaymas; H, Hermosillo. Las Misiones SF, San Fernando Rey de España de Velicatá; SMDA, Misión Santa María de los Ángeles.


6

A partir de El Rosario se interna en la península para alcanzar el eje

central de la misma en el pequeño poblado de Cataviña.

Otra opción es tomar el transbordador que sale de Guaymas hacia Santa

Rosalía y posteriormente seguir la carretera transpeninsular hacia el Norte,

pasando por Guerrero Negro, el ejido Rosarito, Punta Prieta, Santa Inés, hasta

llegar a Cataviña (aprox. 247 km al Norte de Guerrero Negro).

c) Principales Localidades y Ranchos

Cataviña se encuentra a 370 km al sur de Ensenada, a 485 km al sur de la

frontera con EUA y a 178 km al sur de San Quintín.

Cerca de Cataviña, aproximadamente 30 km al Norte se encuentra el

RV(Recreational Vehicle) Park de San Agustín. Por otra parte, al sur de Cataviña

a unos 10 km se localiza el Rancho Santa Inés, también se encuentran algunas

misiones cerca de Cataviña como la Misión San Fernando Rey de España de

Velicatá y la Misión Santa María de los Angeles (Fig. 1).

I.5 GENERALIDADES

I.5.1 FISIOGRAFÍA, GEOMORFOLOGÍA E HIDROGRAFÍA

El estado de Baja California está comprendido dentro de dos provincias

fisiográficas denominadas: Provincia de Península de Baja California y Provincia

Llanura Sonorense (subprovincia Desierto de Altar). A su vez, la primera

provincia está dividida en tres subprovincias: Sierras de Baja California Norte,

Desierto de San Sebastián Vizcaíno y Sierra de la Giganta (Fig 2). Bajo este

esquema, la zona de estudio se ubica dentro de la subprovincia Sierras de Baja

California Norte.


7

Los rasgos geomorfológicos más sobresalientes en el área de estudio son

formas planas de tipo mesas, generadas por la erosión de derrames volcánicos;

se refererirá como ʻʼvestigiosʼʼ a los remanentes de erosión de la Ignimbrita

Hiperalcalina, además se observan morfologías en bola, típicas de granitoides y

extensas planicies representadas por el basamento metamórfico y los

sedimentos recientes. La elevación más sobresaliente en la región, la presenta

la Mesa el Mármol, con una altura máxima de 1100 msnm y una mínima de 400

msnm.

El principal afluente hidrológico en esta zona es el río Zamora, localizado al

NE del área, así como los arroyos Portezuelo, Agua Dulce, El Junco, San Simón

y San Agustín.

Fig. 2 Esquematización de la Fisiografía de Baja California.


8

I.6 MARCO TECTÓNICO Y TRABAJOS PREVIOS

El Mesozoico en la región de Cataviña

Las rocas mesozoicas (160 Ma) de la Península de Baja California forman

Fig. 3 Mapa esquemático de la Baja California mostrando los principales rasgos estructurales y la posición de algunos campos volcánicos neógenos, modificado de Pallares et al.,2008.

Área de TesisFallas transformantes


9

una de las áreas más extensas y mejor preservadas, tectonizadas y

metamorfoseadas de las cuencas de margen convergente en el mundo (Busby

et al., 1998). Al menos tres fases tectónicas se reportan para la evolución de

este margen en Baja California. La primera consta de un sistema de arco intra-

oceánico altamente extensional; la segunda, comprende una franja de arco de

ligera extensión de tiempo; y la tercera, es un sistema de arco continental bajo

un régimen compresional.

Desde el Mesozoico hasta el Mioceno medio, la geología del Suroeste de

América del Norte fue dominada por la subducción de una serie de placas

oceánicas al Oeste de California (Atwater, 1970).

Durante el Mesozoico Medio, las placas de Farallón-Kula se subdujeron

hacia el Este bajo América del Norte, formando una zona de subducción

continua desde Canadá hasta el Sur de México (Atwater, 1989) y desde

entonces, el pasado geológico de la Península de Baja California ha estado

ligado a la evolución del margen occidental de la placa de Norteamérica. (Fig. 3)

Al fragmentarse la placa Farallón, se crea un punto triple entre las placas

Farallón, Pacífico y Guadalupe, el cual migró hacia el sur durante el Mioceno

(Atwater, 1970). La subducción de la microplaca de Guadalupe es el origen del

magmatismo Cenozoico en Baja California, dando lugar a la creación del arco

Comondú entre 25 y 16-11 Ma (Gastil et al 1979).

Los restos inactivos de estas microplacas fueron posteriormente

acrecionados a la placa del Pacífico central y a la costa Oeste de Baja California.

Se considera que en las etapas tempranas del Mioceno medio inició un

movimiento transformante entre las placas Pacífico y Norteamericana, el cual se

restringía a la margen costera del sur de California y norte de Baja California

(Atwater, 1989).


10

La subducción de las microplacas Guadalupe y Magdalena mantuvo un

arco volcánico entre Sonora y Baja California, que aflora desde el centro al

Suroeste de Baja California. Aproximadamente a los 12.5 Ma., el cese de la

subducción de la microplaca de Guadalupe marcó el inicio del límite

transformante a lo largo de Baja California (Oskin, 2001).

Apertura del Golfo de California

En la actualidad, entre los puntos tripes de Mendocino al norte y Rivera al

Sur, el límite entre las placas Pacífico y la Norteamericana es un sistema

transformante o de deslizamiento lateral derecho. Despues del cese de la

subducción la Península de Baja California quedó encima de la placa Pacífica

que la separa de la placa Norteamericana al desplazarse en dirección Noroeste.

El inicio de este límite de placas ocurrió, en algún momento después de

los 12.5 Ma, seguido del cese de la subducción y la incorporación de la

microplaca de Guadalupe a la Placa del Pacífico (Oskin, 2001). Su

desplazamiento ha sido registrado parcialmente, ya que sólo 300 a 350

kilómetros de los 500 a 600 kilómetros de la separación entre las placas del

Pacífico y Norteamérica han podido ser acomodados en las fallas del Golfo, y el

resto ha sido dividido en las fallas al Oeste de Baja California (Stock y Hodges,

1989) y/o en la Provincia de Sierras y Valles Paralelos (Gans, 1997). Finalmente,

la transferencia de Baja California a la placa del Pacífico, se vuelve evidente

hasta los 3.5 Ma con la formación de corteza oceánica en la boca del Golfo

(Oskin, 2001).


11

II ANALISIS DE IMÁGENES MULTI-ESPECTRALES a) Imágenes ASTER*

Las imágenes satelitales ASTER son capturadas por el satélite TERRA,

puesto en órbita en diciembre de 1999 por los gobiernos de Estados Unidos y de

Japón (Fig. 4) Se caracterizan por su amplio rango espectral, por lo cual se les

denomina imágenes multiespectrales. ASTER posee tres subsistemas de

sensores: VNIR, SWIR y TIR. El subsistema VNIR cuenta con dos telescopios,

uno con visión nadir y el otro con visión hacia atrás, mientras que los sensores SWIR y TIR tienen un solo telescopio cada uno.

El subsistema VNIR obtiene imágenes en tres bandas del rango de luz

Fig. 4 Mosaico de imágenes ASTER en falso color. Cada escena cubre un área de 60x60 km. Varias combinaciones de las bandas de los 3 subsistemas de ASTER para resaltar la litología, el drenaje y la morfología. Escena: ‘’El Bajío’’ en Sonora Central. Procesadas con el software ENVI 4.5.


12

visible hasta el infrarrojo cercano (0.52-0.86 μm) con una resolución espacial de

15 metros, además tiene una banda adicional que permite una visión estereoscópica y la generación del Modelo Digital de Terreno de cada escena.

El subsistema SWIR registra la información en seis bandas del infrarrojo de

onda corta (1.600-2.430 μm), con una resolución espacial de 30 metros. El

subsistema TIR obtiene datos en cinco bandas en la región del infrarrojo térmico

(8.125-11.65 μm) con una resolución espacial de 90 metros.

Gracias a sus características (Tabla 1), las imágenes ASTER son

adecuadas para diversos estudios en Geociencias, a una escala semi-detallada

de trabajo. Por ejemplo, las bandas del VNIR pueden ser utilizadas para la

Tabla 1. Los 3 subsistemas ASTER, en total cubren un área de 60x60 Km. por escena.


13

detección de vegetación y de óxidos de hierro presentes en rocas y en suelos. El

rango espectral que presentan las bandas del SWIR abarca la zona de absorción

característica de filosilicatos, carbonatos y minerales de alteración, lo que

permite una discriminación más detallada de éstos. Los patrones de emisión de

las cinco bandas del TIR son utilizados para estimar el contenido de sílice

presente en las rocas. Otro ejemplo son los mapas de temperatura y de

reflectividad empleando su amplio rango espectral y de datos de elevación a

partir de las bandas 3N y 3B del subsistema VNIR (Tabla 1).

ASTER*(Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection

Radiometer: http://asterweb.jpl.nasa.gov/characteristics.asp)

b) Análisis multi-espectral

La combinación convencional entre un trabajo de campo y el análisis tanto

de fotografías aéreas como de imágenes de satélite, es adecuado, por ejemplo,

para el reconocimiento de afloramientos de origen volcánico con características

similares, más no suficiente para distinguir con mayor precisión entre las

unidades con diferente composición química.

Con el objetivo de localizar nuevos afloramientos de la ignimbrita

hiperalcalina y así comprender mejor su distribución espacial en el NW de

México, se llevó a cabo el análisis de imágenes de satélite multiespectrales de

tipo ASTER (Olguín-Villa et al., 2008), utilizando el software ENVI Solutions 4.5.

ENVI es un software para el procesamiento y análisis de imágenes

geoespaciales utilizado por profesionales de GIS, científicos, investigadores y

analistas de imágenes de todo el mundo. Este programa, que permite remover la

influencia de la atmósfera con gran precisión, combina los procesamientos de

imágenes espectrales más recientes y una tecnología de análisis de imagen


14

mediante una interfaz intuitiva y fácil de manipular para obtener información

significativa de las imágenes.

Para tener un buen control del análisis de estas imágenes, fue necesario,

determinar zonas claves, que permitieran calibrar el método por medio de un

trabajo previo de reconocimiento en el campo. Estas áreas, correspondían a

localidades donde se conocía la ocurrencia de la ignimbrita hiperalcalina en

afloramientos con una amplia dispersión.

Posteriormente, a partir de una clasificación supervisada (Fig. 5) con un

algoritmo que permite determinar la similitud entre dos variables aleatorias

Fig. 5 Imagen de clasificación como el producto del procesado de imágenes multiespectrales ASTER, por medio del algoritmo de Distancia de Mahalanobis y, usando el software ENVI 4.5. En color verde, se muestran los afloramientos potenciales de la ignimbrita hiperalcalina, y en azul, se destaca la cobertura sedimentaria mas reciente. El resto de los colores representa al basamento ígneo-metamórfico y al carbonatado.


15

multidimensionales (Distancia de Mahalanobis), se logró discriminar dicha

ignimbrita de las diferentes unidades litológicas a su alrededor.

Los resultados del análisis de las imágenes de satélite contribuyeron al

descubrimiento de nuevos afloramientos ignimbríticos en el NW de México. En

Sonora se localizaron nuevos vestigios, aproximadamente a 30 km al Norte de la

Sierra de López (Fig. 6).

Una verificación de los resultados obtenidos en Sonora central, corroboró la

existencia de esos depósitos, los cuales ocurren muy cerca del nivel del valle

actual, en forma de mesas y en posición subhorizontal, reduciendo su espesor

hacía el Norte.

Fig. 6 Mapa de los resultados obtenidos para los afloramientos potenciales con ignimbritas hiperalcalinas, para la zona de ‘El Bajío’ al NW de Hermosillo. Se utiliza como referencia la carta geológico-minera El Batamote H12-C39 (SGM).

ESTUDIO FÍSICO Y QUÍMICO DEL VOLCANISMO HIPERALCALINO EN LA REGIÓN DE

CATAVIÑA, BAJA CALIFORNIA.

17

III GEOLOGÍA DE LA REGIÓN DE ESTUDIO

III.1 ROCAS DEL BASAMENTO

a) Batolito de Cataviña

Mapa 1.- Carta geológica escala 1:50’000 de la región de Cataviña, Baja California.



18

El Batolito Peninsular de edad Jurásico se encuentra bien expuesto en la

península de Baja California, en el área de Cataviña (Fig. 8).Este batolito

presenta una excelente relación dinámica entre el emplazamiento de un cuerpo

intrusivo de gran volumen, su erosión del arco y el depósito de los sedimentos

resultantes en cuencas ante-arco.

Estos granitoides se emplazan a lo largo del margen pacífico de la

península, y en la región de Cataviña, donde tienen variantes de

granodioritas,tonalitas hasta leucogranitos con presencia de diques aplíticos con

biotita. De acuerdo a los cinturones composicionales del batolito peninsular,

propuestos para el Jurásico y principios del Cenozoico por Gastil (1983), los

cuerpos intrusivos de la región de Cataviña se ubicarían dentro del cinturón de

tonalitas.

Fig. 8 Esquema geológico de la Península de Baja California, modificado de Kimbrough et al. (2001).



19

Las edades U-Pb en zircones indican que los intrusivos en la región de

Cataviña-San Luis Gonzaga cristalizaron entre 113.1 y 92.6 Ma, mientras que

los plutones del Batolito Costero de Sonora tienen edades de cristalización de

entre 90.1 y 69.4 Ma (Ramos-Velázquez et al., 2010). Estos datos concuerdan

con el modelo de migración del arco magmático propuesto por Ramos, en el cual

se establece que durante el Cretácico y el Paleógeno el magmatismo se trasladó

hacia el Este, debido a un cambio en la geometría de la placa de subducción.

De acuerdo con los datos y las edades de trazas de fisión en los intrusivos

de la zona de Cataviña-San Luis Gonzaga (71 a 52 Ma con longitudes de 13.6 a

14.2 µm y con distribución unimodal), se interperta que la exumación de los

intrusivos ocurrió durante el Cretácico Tardío-Paleoceno (Ramos-Velázquez et

al., 2010).

b) Basamento Metamórfico del Cretácico inferior

FORMACIÓN ALISITOS

La Formación Alisitos (Santillán y Barrera, 1930) es una unidad volcano-

sedimentaria del Cretácico Temprano que aflora discontinuamente en la porción

occidental del Estado de Baja California, desde la ciudad de Ensenada, en el

norte, hasta la localidad de El Arco, en el sur (Fig. 8). En los afloramientos del

norte, esta unidad, aflora en una franja angosta alargada en dirección NW-SE,

de 500 km de longitud por 50 km de ancho.



20

Las unidades volcánicas de esta formación atestiguan la presencia de un

arco volcánico insular que fue acrecionado al continente en el Jurásico. En

cuanto a rocas clásticas se refiere, está constituida principalmente por lutitas y

areniscas ligeramente metamorfoseadas con invertebrados fósiles del Cretácico

Temprano. Su principal manifestaciónse encuentra cerca del Rancho Alisitos en

el Valle de Santo Tomás y cerca de la región de Cataviña, en el Estado de Baja

California.

Entre los estudios previos sobresalen los trabajos elaborados por Allison

(1955, 1974), en los que describió en detalle la estratigrafía de la Formación

Alisitos en la localidad de Punta China, destacando su contenido paleontológico.

Fig. 9 Columna compuesta de la Formación Alisitos; la cima del miembro F es correlacionada con las lavas encontradas en las áreas aledañas a San Agustín, Baja California. Modificado de Almazán-Vázquez, 1988.



21

Los aspectos bioestratigráficos de esta formación han sido estudiados en las

regiones de Punta San Isidro (Kirk y MacIntyre, 1951), entre Ensenada y Colonia

Guerrero (Silver et al., 1963), al oriente de El Rosario (Reed, 1967) y en los

alrededores de El Arco y Calmalli (Rangin, 1978).

En el presente trabajo fue posible reconocer en las áreas aledañas a San

Agustín, solamente algunas rocasque pueden pertenecer a la parte superior del

miembro F de la Formación Alisitos (Fig. 9). Estas ocurren en forma de domos,

como lomeríos color café obscuro, que se componen principalmente por flujos

de lavas dacíticas-andesíticas porfíricas de plagioclasa, con una alteración

intensa que produjo minerales como clorita y epidota (Fig. 10).

Fig. 10 Roca metavolcánica; dacita-andesita del Arco Alisitos(en luz natural y aumento 25x), muestra con clave SA09-14ª de la región de San Agustín, Baja California. Ox Fe-Ti; Óxidos de fierro y titanio. Pl; Plagioclasa.



22

III.2 Volcanismo de Arco Continental Oligoceno-Mioceno a) Formación Comondú

La Formación Comondú es conformado por una serie de lavas calco-

acalinas del Oligoceno-Mioceno, que representanuna evolución típica de un arco

volcánico continental y de su cuenca ante-arco (Pallares et al., 2008). Estas

manifestaciones en la región de estudio, son más evidentes y voluminosas, en el

N-NE de Cataviña y al Sur en el campo volcánico de Jaraguay (Fig. 11). Una

descripción detallada de esta formación en su localidad tipo puede ser

encontrada en los trabajos de Umhoefer et al. (2000) y Pallares et al. (2008b).

Las rocas presentes en la región de estudio que pueden correlacionarse

con la formación Comondú, corresponden a andesitas con caracteres

petrográficos de líneas calco-alcalinas. La estructura, en la mayoría de las

Fig. 11 Esquema representativo de las unidades de arco Oligoceno-Mioceno. Modificado de Umhoefer et al. 2000 (2000).



23

veces, es porfírica y los fenocristales de plagioclasa muestran una zonación muy

desarrollada.

Los ferromagnesianos son esencialmente ortopiroxeno, clinopiroxeno y

anfíboles. El olivino, cuando se encuentra, presenta una aureola de reacción con

piroxeno. La matriz es por lo regular muy fina y a veces vítrea(Fig. 12).

En conclusión, se puede ver que las lavas de esta serie en Baja

California, tiene características de series de margen continental (Pallares et al.,

2008b).

III.3 UNIDADES SEDIMENTARIAS

a) Unidad conglomerática

Fig. 12 Andesita-dacitaporfírica de Plagioclasa(en luz natural y aumento de 25x) de la Muestra POR08-04U representativa de la FormaciónComondú en el Arroyo Portezuelos, al N-NE de Cataviña.



24

Esta unidad, aflorante en el área de Cataviña, está formada principalmente

por conglomerados (Fig. 13) que yacen en discordancia sobre el basamento

cristalino correspondiente al batolito peninsular, a su vez, esta unidad

acompañada de un travertino, se encuentra casi siempre debajo de la unidad

ignimbrítica.

Esta unidad conglomerática rítmica y de gradación normal, en la región de

San Agustín. Los conglomerados ocurren con espesores de hasta 45 m y se

intercalan con areniscas de grano grueso y lentes arenosos con abundantes

carbonatos. Justo debajo de los depósitos ignimbríticos hiperalcalinos, ocurre

como un conglomerado polimíctico con clastos del basamento, tanto del

granitoide, como de rocas de metamorfismo regional(esquisto verde) y areniscas

silicificadas de color gris oscuro a negras.Además, se observan clastos de entre

Fig. 13 Muestra SA09-14; Micro-conglomerado polimíctico en matrizsostenida, con fragmentos del basamento.



25

2 y 22 cm formados, de andesitas porfíricas de hornblenda, que en la mayoría

de las localidades, comprenden hasta el 50% de los líticos de la unidad y los

cuales se considera que provienen de la erosión del arco Comundú.Otros

clastos asemejan riolitas fluidales. Los clastos de esta unidad se encuentran

siempre sostenidos por la matriz, de color blanco y conformada por cristales de

cuarzo-feldespato de tamaños de arenasy carbonatos. Es común la presencia de

horizontes de caliche de hasta 15 cm de espesor.

b) Travertino

Dentro de la secuencia clástica, en algunas localidades, ocurren capas

silíceas y calcáreas de color blanco de hasta cuatro metros de espesor. Un

estudio petrográfico de las muestras de San Agustín (SA09-15 y SA09-16, Fig.

14 y Foto 1) fue realizado por la Dra. Olivia Pérez Ramos del Departamento de

Geología de la Universidad de Sonora. Dicho estudio indica que se trata de

rocas sedimentarias químicas compuestas por una caliza de grano fino

parcialmente silicificada (con parches de calcedonia) y gran abundancia en

materia orgánica; con una textura cavernosa y porosa, presencia de restos

algáceos y pequeñas estructuras esféricas semejantes a calciesferas.

La caracterización petrológica permite establecer un ambiente de depósito

para esta unidad sedimentaria, el cual corresponde a uno marino somero y/o

lagos de origen continental, que posiblemente recibían el influjo de manantiales

termales que aportaron sílice.



26

III.4 Volcanismo Ignimbrítico (Mioceno-Medio)

a) El depósito ignimbrítico en San Agustín-Cataviña

Fig. 14 Muestra SA09-15, seccióndelgada del travertino.

Foto 1. Travertino; Mesa Redonda, SW de San Agustín.



27

Los afloramientos del volcanismo hiperalcalino en la región entre San

Agustín y Cataviña, ocurren en forma de mesas que se adelgazan

sucesivamente hacia el Oeste (Fig. 15). Estos remanentes de erosiónse

restringen sólo a depósitos piroclásticos de tipo ignimbrítico con características

muy similares. Se caracterizan, de manera general, por la aparición en la parte

inferior del depósito de oleadas poco soldadas ricas en pómez de tipo “Base

Surge” de color beige a gris, seguidas por facies vitroclásticas donde se

desarrollan columnas de enfriamiento, con un soldamiento mayor hacia la cima,

hasta generar niveles eutaxíticos de color rosa a marrón en la parte media del

derrame que, finalmente son cubiertos por facies tobáceas poco soldadas de

tonos pastel.

En la localidad de la Mesa Redonda (Fig 16, Foto 2) la ignimbrita presenta

un depósito tipo “Base Surge” de 3 m de espesor que cubre a la unidad

conglomerática. Este depósito es de color beige y presenta lapillis de pómez de

tamaños de entre 0.5 a 5 cm de largo,se presentan en colores variados desde el

blanco al beige.

Fig. 15 Imagen satelital con la distribución de las mesas ignimbriticas en la región de Cataviña. Rojo;Ignimbrita Hiperalcalina. Azul; Volcanismo Plio-Cuaternario.



28

La unidad vitroclástica, presenta una clara abundancia de líticos de origen

volcánico de entre 0.2 a 8 cm de diámetro, provenientes del arco Comondú

(dacita porfírica de hornblenda y plagioclasa, color rosado, además de

fragmentos andesíticos porfíricos de plagioclasa. En la parte superior, se

encuentra una facies mejor soldada, color café a rosado, porfírica de

fenocristales de sanidina y fayalita, aun con líticos volcánicos de las rocas de

arco.

Fig. 16 Representación estratigráfica de la Mesa Redonda, NW del Rancho San Agustín B.C. N29º55'24.1'';W115º02'22.6''.



29

Finalmente, en la cima se presenta una facies tobácea poco soldada de 2

metros de espesor, de color rosado, porfírica, con fenocristales de sanidina y

fayalita. Cabe señalar que en este afloramiento se observóuna capa de hasta 1

metro de espesor, de una brecha con clastos de la Ignimbrita y cementada por

caliche .

En los afloramientos de la Mesa La Bachata (Fig. 17), la secuencia es muy

similar a lade la Mesa Redonda.Encima del micro-conglomerado se depositaron

Fig. 17 Mesa La Bachata, representación estratigráfica para el afloramiento ignimbrítico cerca del Arroyo La Bachata, NW del Rancho San Agustín B.C. N29°55'33.117";W 115°00' 23.9".



30

dos metros del “base surge”, seguidos por un nivel vitroclástico de 1 m de

espesor, con astillas de vidrio color negro, alargadas, que varía hacia la cima a

facies soldadas cristalinas con líticos máficos, y que son cubiertas hacia la cima

por la facies tobácea de color rosa, alcanzando todo el conjunto 10 metros de

espesor cubierta por la facie tobácea color rosa en la cima hasta alcanzar los 10

m de espesor.

En la Mesa denominada SA09-20 (Fig. 18), se observó el mismo

comportamiento que la mesa anterior.Tresfacies son descritas eneste

afloramiento; un nivel de base vitroclástico, un nivel medio con columnas de

enfriamiento y un nivel superior poco soldado. Esta ignimbrita tobácea, es de

color gris rosado, porfírica de fayalita y sanidina, además contiene líticos máficos

del basamento.

Fig. 18 Mesa SA09-20, En esta mesa se colectaron los núcleos para anisotropía de susceptibilidad magnética y desmagnetización por campos alternados. N29°53'43.10";W115°00'34.10"



31

En la Mesa Arroyo El Junco (Fig. 19) el depósito ignimbrítico tiene un

espesor de15 a 20m y cubre un conglomerado polimíctico de ~100m de espesor.

Este depósito piroclástico está formado por una toba vítrea moderadamente

consolidada con abundantes clastos de pómez estiradas, de color blanco, gris y

beige, con tamaños variables entre 0.5mm a 15cm.

Fig. 19 Representación estratigráfica de la Mesa Arroyo El Junco.



32

En el sector de las Mesas Las Palmillas (Mesa Agua Dulce, fig. 20), la unidad

ignimbrítica que yace sobre el travertino es porfírica con fenocristales de

sanidina y fayalita y contiene líticos de andesitas del grupo Comondú y del

granitoide de Cataviña, el sentido del flujo fue determinada con base en el

adelgazamiento de las unidades hacia el SW.

Foto 3 La carretera transpeninsular y el flanco Oriental de las Mesas Las Palmillas.Vista hacia el SE.



33

En la Mesa Arroyo Portezuelo (Fig. 21), en la base se observa un nivel

vitroclástico seguido de una facies soldada que se convierte en poco soldada

hacia la cima.

La ignimbrita de esta región se caracteriza por tener abundantes líticos

provenientes del Arco Comondú y de la Formación Alisitos, así como grandes

fragmentos de pómez subredondeadas de entre 3 y 10 cm de diámetro.

Fig. 20 Representación estratigráfica de la Mesa Arroyo Agua Dulce.



34

III.5 Volcanismo Alcalino Plio-Cuaternario

La fase Plio-Cuaternaria está caracterizada por grandes derrames

basálticos de tipo alcalino (Pallares et al., 2008). Existen algunos aparatos

volcánicos en las regiones de San Quintín, Norte de San Felipe, el Campo

Volcánico Jaraguay, y al E de San Agustín (Fig. 15 y Foto 4). Estas

manifestaciones volcánicas son resultado de la relación de la apertura del Golfo

de California y el sistema de fallas de San Andrés.

Fig. 21 Representación estratigráfica de la Mesa Arroyo Portezuelo.



35

Las rocas identificadas en el área de Mesa El Mármol (Fig. 22) sobreyacen a la

ignimbrita hiperalcalina y consisten en basaltos porfíricos de olivino, orto-

piroxeno y plagioclasa. Los fenocristales se encuentran en una matriz microlítica

vítrea, y es común observar glómeros con fenocristales de olivino y orto-

piroxeno. Una descripción detallada de estas unidades Plio-Cuaternaria en el

área de Jaraguay, fue realizado por Pallares et al. (2008).

Foto 4 Derrames basálticos al Sur de la Mesa El Mármol, vista hacia el SE.

Fig. 22 Basalto porfírico de olivino y orto-piroxeno. Muestra JUN08-05U (Visto en luz polarizada y aumento de 25x).


36

IV ESTUDIO PETROGRÁFICO Y GEOQUÍMICA DEL VOLCANISMO IGNIMBRÍTICO

a) Petrografía del volcanismo hiperalcalino

De un total de 58 secciones delgadas, las cuales incluyen rocas de todas

las unidades encontradas en el área de estudio, se seleccionaron 35 láminas

delgadas para determinar las características mineralógicas del evento

ignimbrítico por medio de un microscopio petrográfico monocular marca Zeiss,

del Departamento de Geología de la Universidad de Sonora.

Debido a la variedad de facies

encontradas en la unidad eruptiva,

las texturas cambian de acuerdo al

nivel muestreado. A continuación se

describen las 4 facies más

representativas de los afloramientos

en Cataviña; empezando por la

facies inferior “Base Surge”, seguida

del nivel soldado de base, la parte

media y, finalmente, la facies de la

cima.

Regularmente en la base de

estos depósitos de corriente piroclástica densa, se observan facies de ʻGround

Surgeʼ (Fig. 23); las cuales son facies vitroclásticas muy cargadas en líticos que

señalan el inicio del depósito en los afloramientos.

Esta facies, que muestra texturas vitroclásticas, es porfírica de

clinopiroxeno verde de tipo ferro-hedenbergita, sanidina y fayalita. En ella se

Fig. 23 Sección delgada de la muestra POR08-07AU, del Arroyo Portezuelo. Cpx; Clinopiroxeno verde. FA; Feldespato alcalino. OxFeTi; Óxidos de Fierro y Titanio. LI; Líticos. Vista en luz natural, aumento 25x.

CpxFA

LI

OxFeTi


37

pueden observar numerosos líticos de andesita porfírica de plagioclasa, así

como xenocristales de anfíbol que fueron arrastrados del sustrato. En general,

estos depósitos son de baja cristalinidad y llegan a tener hasta un 10% de

cristales. La fase mineral predominante es el feldespato alcalino, que ocurre en

fenocristales limpios, subautomorfos, no mayores a los 0.4 mm de diámetro.

También, se observa una marcada asociación mineral con clinopiroxeno verde,

que en ocasiones envuelve a óxidos de fierro y titanio (Fig. 23). Los olivinos

férricos de tipo fayalita ocurren como cristales de color miel que se tornan rojizos

por la oxidación.

Las secciones delgadas de la facies siguiente, que fue denominada nivel

soldado de base, son representadas por las muestras de las mesas de San

Agustín, El Chuco y Portezuelos (SA09-01C, SA09-11A, SA09-11B, MEC09-04,

POR08-07BU). Estas muestran facies de texturas vitroclásticas de color café,

que varían hasta eutaxíticas, que pudieran ser consideradas equivalentes a

vitrófiros, sin embargo, su aspecto en muestra de mano no luce tan soldado.

Estos vidrios son porfíricos de sanidina>clinopiroxenox>fayalita, algunos

presentan microcristales de fayalita oxidados en la matriz. La gran abundancia

de fayalita, zircones en la matriz y el bajo porcentaje de líticos es una

característica en este nivel.


38

La fase mineral predominante en este nivel, se caracteriza por la

abundancia de fenocristales de feldespato alcalino, ocasionalmente automorfo y

no mayor a 0.4 mm. También, es evidente una asociación mineral caracterizada

por agrupaciones de clinopiroxeno con óxidos de FeTi y zircón (Fig. 24).

Las láminas delgadas más representativas de la parte soldada media de

los depósitos, fueron obtenidas a partir de los afloramientos de las mesas San

Agustín, Agua Dulce Y El Chuco (muestras SA09-05, SA09-12E y F, MAD09-

01A, MEC09-01 A-B y C, MEC09-02). En estas muestras, al igual que las de los

niveles anterioresse observa una textura porfírica dominada por la asociación de

sanidina > clinopiroxeno > fayalita, siendo la fase mineral más representativa el

feldespato alcalino que aumenta de tamaño (hasta 0.7 mm en este nivel). Sin

embargo, resalta un nivel fluidal, altamente soldado, el cual es representado por

la presencia de una textura eutaxítica y fiammes, así como, la presencia de

Cpx

OxFeTi

Fay

FA

Zr

Fig. 24 Sección delgada representativa del nivel de base soldado, vitrófiro de la Mesa El Chuco (MEC09-04). Fay; Fayalita. Zr; Zircón. FA; Feldespato alcalino. OxFeTi; Óxidos de fierro y titanio. Cpx; Clinopiroxeno. Circulos; vista en luz natural, recuadros;luz polarizada, aumento de 25x.


39

fayalita en los glómeros de Cpx-OxFeTi (Fig. 25), que denota una asociación

mineral de ferromagnesianos anhidros. La presencia de zircones es moderada y

la fayalita siempre se encuentra oxidada.

Además, en estas rocas se puede encontraruna amplia variedad de

fenocristales que entran dentro del grupo de xenocristales como plagioclasa,

oxihornblenda y biotita. También incluyen líticos de rocas máficas porfíricas de

plagioclasa.

Finalmente, la facies denominada nivel de cima, es representada en

sección delgada por el conjunto de muestras de las mesas ignimbríticas EL

Chuco, Portezuelos y Huerfanito (MEC09-03A, POR08-02U, POR08-03U,

HUE08-02U). Las características principales de esta facies, además de su

textura poco soldada con presencia de fiammes, son: a) un tamaño menor (<0.3

mm) de los fenocristales feldespato alcalino principlamente automorfos, b) Una

marcada presencia de zircones y fayalita muy oxidada, c) Baja aparición de los

FA

Cpx

OxFeTi

FA

LI

Fay

Fig. 25 Muestra SA09-05 de la Mesa Redonda; ignimbrita soldada parte media con líticos máficos del sustrato y asociación mineral FA-Cpx-OxFeTi.Vista en luz natural, aumento 25x.


40

óxidos de fierro y titanio, d) Frecuencia de líticos del basamento (Fig. 26).

A)

FA

B) C)

Cpx

FA

Fiammes

Fig. 26 A) Muestra MEC09-03A, de la Mesa El Chuco; ignimbrita poco soldada con cristales automorfos de sanidina. B) Fenocristales de Clinopiroxeno de la muestra POR08-02U del Arroyo Portezuelos; se observan algunos líticos máficos del basamento. C) Muestra POR08-02U, presencia de fiammes recristalizadas con cuarzo, algunos cristales automorfos de Sanidina y Fayalita en una matriz vítrea poco soldada. Cpx; Clinopiroxeno. FA; Feldespato alcalino. Fay; Fayalita.


41

b) Geoquímica del volcanismo hiperalcalino

Alrededor de 14 muestras representativas del área de estudio y 14

muestras de localidades cercanas fueron muestreadas y seleccionadas para la

determinación de elementos mayores y traza. Se llevó a cabo una recolección

sistematizada de las muestras, con el objetivo de obtener una cantidad suficiente

de esquirlas de roca fresca, de tamaños de ~5 cm, representativas de la unidad

litológica muestreada.

Dichas esquirlas fueron, posteriormente, trituradas por el molino de

quijadas de acero inoxidable marca Braun Chipmunk, en el Laboratorio de

Preparación de muestras del Instituto de Geología de la Universidad Nacional

Autónoma de México, Estación Regional del Noroeste (ERNO).

Una vez obtenida la gravilla, se procedió a la pulverización, que se efectuó

en el Laboratorio de Preparación de Muestras del Departamento de Geología de

la Universidad de Sonora, utilizando el molino

centrífugo de bolas Retsch S100 (Fig. 27), el que

cuenta con un contenedor y 13 canicas de ágata.

Los polvos obtenidos con el molino centrífugo

Retsch S100, fueron enviados al laboratorio

comercial ALS CHEMEX ubicado en Vancouver,

Canadá, para su análisis con los equipos ICP-AES

para los elementos mayores e ICP-MS para los traza.

Características de los óxidos mayores

Los resultados de óxidos mayores se presentan en la tabla 2. Estos fueron

agrupados, de acuerdo a su edad y a las localidades de las muestras, de la

siguiente manera: a) volcanismo Comondú, considerado a partir de las unidades

Fig. 27 Pulverizadora Retsch S100.


42

Tabla 2 Geoquímica de las rocas involucradas en el area de tesis.


43

que afloran subyaciendo a la Ignimbrita Hiperalcalina; b) Ignimbrita Hiperalcalina

de la región de Cataviña, incluyendo análisis de lapillis de pómez; c) Ignimbrita

de la región de San Felipe, contemplando análisis de enclaves presentes. Todos

los valores de los elementos mayores fueron recalculados al 100% en base

anhidra para el estudio geoquímico.

Los análisis de la ignimbrita hiperalcalina en la región de Cataviña,

comprenden tanto las facies basal (base surge), el nivel de base, el nivel medio,

el nivel de cima, así como los lapillis de pómez encontradas dentro del depósito.

Por otra parte, en la región de San Felipe, las muestras incluyen vitrófiros, una

facies media y una de tipo “base surge”. Todas estas rocas son de composición

riolítica, tienen altos valores de SiO2 (mayores a 75%), son ricas en álcalis (8 a

11%, Fig. 28), con K2O siempre superior al Na2O y muestran bajos contenidos

en Al2O3 (12%).

Los elementos como CaO, P2O5, MgO y TiO2 siempre tienen valores muy

bajos (<0.1) en estos depósitos. Los altos contenidos en hierro (de 1.9 a 2.2 %

wt), clasifican a estas rocas, dentro del grupo de rocas hiperalcalinas, como

comenditas (Fig. 29). Estas muestras se comportan químicamente de la misma

Fig. 28 Diagrama de álcalis vs SiO2 (TAS, LeBas et al., 1986).


44

manera que las reportadas en Sonora (Ignimbrita de Hermosillo, Vidal-Solano et

al., 2005) y Baja California (Toba de San Felipe, Stock et al., 1999).

Los enclaves encontrados en las muestras de la ignimbrita de San Felipe,

tienen valores de SiO2 de alrededor de 67% y de 11 a 12% de álcalis (Fig.

V.2.3), que los sitúan dentro del diagrama TAS en el campo de las traquidacitas,

sin embargo, sus bajos valores de cuarzo normativo (<20%)los clasifican como

verdaderas traquitas. Estas rocas, muestran además una afinidad hiperalcalina

con altos contenidos de hierro y una gran cantidad de minerales

ferromagnesianos normativos, que las clasifican como traquitas comendíticas

(Fig. 29).

Las rocas que subyacen al evento ignimbrítico, han sido asociadas con al

volcanismo del Arco Comondú. Estas lavas, de acuerdo a la nomenclatura

establecida en el diagrama TAS, varían desde basalto, andesita basáltica, hasta

dacita. Contienen altos valores de MgO con respecto a los de Fe2O3, generando

un número de Mg (#Mg) de hasta 75 considerado como alto. Estas rocas tan

variadas tienen otros rasgos químicos como son: a) Su bajo valor en K2O

(menores a 2.5%), b) Algunas lavas con cuarzo, diópsida e hiperstena normativa

mostrando una tendencia a la sobre saturación en sílice; y C) la presencia de

nefelina y olivino normativo que imprime un carácter subsaturado a estas rocas

(basalto con clave CSR08-01U).

Fig. 29 Diagramas de clasificación para rocas hiperalcalinas. Izquierda Qzo normativo vs minerales ferromagnesianos normativos. Derecha FeO total vs Al2O3.


45

Los rasgos químicos de las rocas anteriores, han sido recientemente

reportados, en trabajos sobre la geoquímica de las lavas miocénicas en la región

de Cataviña-Jaraguay en Baja California (Pallares et al., 2008). Estos han sido

adjudicados principalmente a dos tipos de lavas, consideradas como andesitas

magnesianas (bajaitas) y adakitas. Las rocas aquí estudiadas, corresponderían

a las manifestaciones más antiguas, hasta ahora reportadas, de este

magmatismo, considerando que se encuentran debajo de la Ignimbrita

hiperalcalina de aprox. 12 Ma.

Resultados de elementos traza

La facies de “base surge” del volcanismo hiperalcalino en la región de

Cataviña, se caracterizan por los valores más altos en Rb (130-170 ppm), Sr (55-

98 ppm) y Zr (~300 ppm), comparadas con las demás facies. Dos muestras de

San Agustín y una del Arroyo Portezuelos concentran altos contenidos de Ba

(~150 ppm) mientras que el comportamiento observado para el resto se

mantiene en <100 ppm de Ba. En el nivel de base, la parte media y la cima de la

ignimbrita, se observa el mismo comportamiento y, resalta una disminución

progresiva de los valores de Sr, desde 51 ppm hasta un bajo valor de 20 ppm

para la muestra JUN08-03U.

Las pómez encontradas en la Ignimbrita Hiperalcalina, albergan algunas

características contrastantes con respecto a las facies del depósito, como son

altos contenidos de Rb de hasta 200 ppm y muy bajos contenidos de Sr (20

ppm), con valores Ba entre 30 y 103 ppm. Estos rasgos son más similares a las

concentraciones de elementos trazas que se presentan en la Toba de San Felipe

y en la Ignimbrita en la región de Sonora.

Los espectros de tierras raras obtenidos de la normalización contra condrita


46

(Sun y Mcdonough, 1989) de las ignimbritas de San Felipe, Sonora y Cataviña,

incluyendo a las pómez analizadas, muestran un fuerte enriquecimiento en

tierras raras ligeras, una marcada anomalía negativa en europio y una tendencia

plana en las tierras raras pesadas.

Las ignimbritas y las pómez graficadas en el diagrama multielemental

normalizado con manto primitivo, presentan espectros muy similares entre si,

con enriquecimiento de elementos incompatibles, y un patrón irregular

característico, marcado por pronunciadas anomalías negativas en Ba, Sr, P y Ti,

que sugieren un acentuado proceso de fraccionamiento de feldespatos y

ferromagnesianos.

Los enclaves traquíticos encontrados en la Toba de San Felipe, conservan

el mismo espectro que las ignimbritas, pero con un grado menor de

enriquecimiento y con anomalías negativas menos pronunciadas (FIG. 30).

Estos rasgos indican, por un lado, una perfecta relación cogenética entre

comenditas y traquitas comendíticas y, por otro lado, la presencia de términos

menos diferenciados en estos magmas anorogénicos.


47

Las lavas encontradas en el arroyo Matomí, son consideradas como parte

del volcanismo de arco Comundú. Los espectros de estas rocas muestran

espectros de tierras raras enriquecidos en tierras Raras ligeras y firmas de

afinidad adakitica, con bajos valores de Tierras Raras Pesadas (en particular de

Y que varía ~11-20 ppm). Anomalías negativas en Nb-Ta y positivas en Sr, Ba y

Pb caracterizan a estas lavas en los espectros multi-elementales, las

características de adakitas y andesitas magnesianas han sido bien definidas por

Pallares et al. (2008).

Con el fin de discriminar químicamente los depósitos ignimbríticos de

Cataviña de los de San Felipe y de Sonora, se crearon diagramas ternarios

Fig. 30 Geoquímica del volcanismo de Cataviña, algunos depósitos en San Felipe y las muestras de Sonora para comparación. Normalizador Roca/Condrita y Roca/Manto Primitivo de Sun y McDonough, 1989.


48

utilizando los elementos traza incompatibles mejor representados en estas

rocas. Los elementos comprendidos en estos diagramas son algunos de los

denominados HFS con propiedades inmóviles: Nb, Y, Zr, Th, La, Hf, Ti y,

elementos incompatibles móviles de tipo LILE: Ba y Sr. En los diagramas de la

Fig. 31 se observa: 1) Una agrupación de los valores en dos sectores, uno que

concentra a las rocas de la región de Cataviña y otro que asocia a las muestras

de la Toba de San Felipe, con las pómez que ocurren dentro de los depósitos de

Cataviña; 2) La muestra JUN08-03U de Cataviña, proveniente del afloramiento

más cercano a la región de San Felipe, presenta concentraciones que caen

dentro del grupo de la Ignimbrita de San Felipe. Por el contrario, sólo una

muestra (AM08-01B) correspondiente a un vitrófiro de la región de San Felipe,

cae dentro del grupo de las muestras de Cataviña, mostrando una liga entre

ambas regiones; 3) Las muestras de la región de Sonora se distribuyen de

manera homogénea entre los dos grupos anteriores hasta agruparse con las de

San Felipe; 4) Las rocas de San Felipe y las pómez de Cataviña presentan

valores más elevados en todos los elementos HFS; 5) Los depósitos de Cataviña

tienen una concentración mayor de Sr y Ba, comparado con pómez encontradas

en ellas, y que las muestras de la Toba de San Felipe; pudiendo representar una

posible incorporación de xenocristales en el emplazamiento del flujo piroclástico,

tal y como se mostró en la petrografía. Además, este fenómeno es más evidente

en las facies inferiores de los depósitos.


49

c) Geocronología 40Ar-39Ar en una pómez de la Ignimbrita de Cataviña

Para la determinación de la edad de los depósitos de la Ignimbrita

Hiperalcalina en el NW de México, se han aplicado diversos métodos

geocronológicos. Dentro de los más comunes destacan K-Ar y Ar-Ar, tanto en

roca total como en sanidina, y U-Pb en zircón. Estos han determinado con

precisión distintas edades, todas comprendidas, dentro del Mioceno medio y

que, aunadas a la gran similitud en mineralogía y composición química en todos

los depósitos, apoya fuertemente una correlación litológica desde el pie de la Sierra Madre Occidental en Sonora, hasta el norte y centro de Baja California.

La integración de todas las determinaciones geocronológicas hasta ahora

reportadas en la literatura para esta unidad, conforma (relativamente) un amplio

rango de edades, que varía desde 11.6 hasta 12.8 Ma, haciendo difícil la

Fig. 31 Diagramas discriminatorios de tres polos. Con componentes HFSE y LILE.


50

distinción de grupos.

Gómez-Valencia et al.

(2008b), realizaron la medición

isotópica de argón en la muestra

JUN08-02U (Fig. 32) dentro de la

localidad Arroyo El Junco

(correspondiente a la porción NE

de la carta geológica San Simón presentada en esta tesis), tomada de la

Ignimbrita Hiperalcalina en su litofacies basal, no soldada, (Gómez-Valencia et

al., 2008a). Se trata de una riolita poco porfírica de feldespato alcalino, muy fresca y libre de amígdalas.

Posteriormente se realizó el triturado y la limpieza manual de la muestra

siguiendo la metodología del Laboratorio de Geocronología del CICESE (Cerca-

Martínez et al., 2000). Para este tipo de análisis la muestra requiere de

irradiación, para ello se mandó a irradiación en el reactor de investigación de la

Universidad de McMaster en Canadá. La medición isotópica de Argón se realizó

en el Laboratorio de Geocronología del CICESE con un espectrómetro de masas MS-10.

A pesar de su constitución vítrea, por lo general, los materiales pumíceos

son malos geocronómetros por el método 40Ar-39Ar. Eso se debe, en parte, al

alto grado de microvesicularidad presente en estos materiales, que puede dar

cabida a minerales secundarios y a una serie de gases dentro de los cuales

puede existir una alta concentración de argón atmosférico. Considerando lo

mencionado, se considera que Gómez-Valencia et al. (2008b), obtuvieron una

buena estimación de edad para la pómez hiperalcalina JUN08-02U, presentando

una edad de 11.9+/-0.2Ma (Fig. 33), la cual resultó ser un poco más joven que la

mayoría de los valores geocronológicos reportados. Esta edad se asemeja

mucho a una edad de 11.99 +/- 0.5 Ma, reportada para la Toba de San Felipe (al

1 cm


51

norte de Cataviña en la región sur de Valle Chico) obtenida a partir de una

sanidina por el método de K/Ar (Stock, 1989 y Stock et al., 1999). Nuevos

experimentos 40Ar/39Ar realizados en la Toba de San Felipe incluyeron 41

fenocristales de sanidina provenientes de los enclaves de traquitas comendíticas

(Vidal-Solano et al., 2008b).

Estos datos muestran, que las edades de las sanidinas, tanto en las inclusiones

como en la ignimbrita, presentan una variación de 11.6 a 13.9 Ma. Dentro de

este rango, se pueden diferenciar con frecuencia tres conjuntos, dos con

promedio de 12.35 y 12.71 Ma, principalmente derivados de las sanidinas y,

finalmente, uno más joven, con promedio de 11.93 Ma, generado a partir de la

mayoría de los cristales en los enclaves traquíticos. Este resultado, que ha sido

interpretado, como derivado de la inyección de un líquido traquítico en un

reservorio comendítico con alta residencia y fraccionamiento, es concordante

con los valores obtenidos en el experimento de la pómez, sugiriendo que la edad

de la erupción es probablemente más joven de 12 Ma. Finalmente, otro dato,

que se suma a estas conclusiones, proviene de una edad de 11.8 Ma +/- 0.2 Ma

establecida por el método de 40Ar/39Ar en sanidinas, para una ignimbrita

Fig. 33 Edad de meseta obtenida para la muestra JUN08-02U en pómez.


52

paleomagnéticamente correlacionable con la Toba de San Felipe y, ubicada en la Isla Angel de la Guarda (Stock et al., 2008).

53

V.- ANÁLISIS FÍSICO DEL VOLCANISMO IGNIMBRÍTICO

V.1- ESTUDIO FÍSICO DEL VOLCANISMO HIPERALCALINO

Para los estudios de vulcanología física, hablar de dirección se refiere a la recta sobre

la cuál esta dibujado un vector, es decir la recta a la que pertenece el segmento orientado

que representa al vector, en este caso como sentido.Bajo este principio algunas técnicas de

fábrica fueron desarrolladas con el objetivo de proponer una dirección y un posible punto de

salida para los depósitos ignimbriticos hiperalcalinos estudiados en la región de Cataviña.

Por ejemplo, utilizamos los basados en la distribución de las facies y en los elementos

medibles, ya sea, a partir de orientaciones preferenciales de los líticos en campo o, de los

fenocristales presentes en las muestras de mano. En estos casos, los resultados usualmente

denotan una paleo-pendiente y la probable presencia de elementos paleo-geográficos, que

pueden influenciar al flujo piroclástico, dificultando la identificación de la dirección general de

emplazamiento.

En este trabajo es posible obtener una mejor interpretación de la dirección del flujo

piroclástico, por medio de la integración de más información, derivada del análisis de

imágenes satelitales, el establecimiento de curvas de distribución de las facies y de los

espesores de los depósitos y, de estudios de fábrica magnética con ayuda de la técnica de

anisotropía de susceptibilidad magnética (AMS).

V.2 PREPARACIÓN DE MUESTRAS PARA ESTUDIOS DE FÁBRICA

Una parte fundamental para los estudios de fábrica es la toma y la preparación de la

muestra orientada en campo. Las muestras deben tomarse de tal manera que representen

un horizonte de tiempo único, es decir, una sola unidad de enfriamiento o un solo estrato

sedimentario.

Existen 2 formas de trabajar muestras para estudios de vulcanología física o

paleomagnéticos, las cuales consisten en tomar: 1) un bloque de roca orientada en campo o,

2) cilindros perforados in-situ.

Para el primer caso (Fig. 34) se procede a orientar la muestra en el afloramiento,

marcando las orientaciones de algunos planos y una línea de referencia con el Norte, se

marca la cima y se extrae la muestra. En el laboratorio, considerando las dimensiones y

propiedades físicas de la muestra, se planean los puntos de perforación. El objetivo en esta

etapa es encontrar el acomodo preferencial de las partículas para obtener su dirección en el

plano de depósito. Una vez perforada la muestra, se coloca en una caja de arena y se utiliza

una brújula para orientarla usando las líneas de referencia previamente marcadas en el

campo. Enseguida, se planea una nueva perforación, esta vez dirigida de forma

perpendicular a la dirección obtenida, con el fin de determinar el sentido.

55

Para la orientación de los núcleos obtenidos, se utiliza un orientador que se inserta en

el núcleo para medir el rumbo y el echado de la perforación (Inciso g de la Fig. 34).

Esto se lleva a cabo, sólo marcando una línea en un costado del núcleo utilizando la ranura

del orientador. Finalmente, una vez extraído el núcleo se marca la base y la cima del mismo

con un marcador permanente. Una vez extraída la muestra, se procede a cortar los núcleos

en pastillas de 5 a 7 mm de espesor. En el caso de los estudios de fábrica, se escanearon la

caras de las pastillas y, se procesaron las imágenes mediante el software Image J (Pacheco-

Hoyos et. al., 2009a). Para los estudios paleomagnéticos se cortaron los núcleos en pastillas

de 24 mm de espesor.

En el caso de la perforación de la roca in-situ, se utiliza una perforadora con sistema

de enfriamiento a base de agua (Fig. 35). Esto se lleva a cabo una vez planeados los sitios

de perforación en el afloramiento, marcando líneas de referencia y la clave de la muestra.

Cabe mencionar que se debe utilizar un sistema de enfriamiento con agua para evitar la

posibilidad de inducir un momento magnético secundario en la muestra.

Para la orientación de núcleos en el afloramiento se utiliza la misma metodología

mencionada anteriormente, excepto que no se requiere usar la caja de arena.La orientación

del núcleo en el afloramiento es la misma mencionada anteriormente, sin necesidad de

utilizar, más tarde en laboratorio, la caja de arena (Fig 36). Finalmente, se procede a cortar

los núcleos en las dimensiones adecuadas para empezar a trabajar en los estudios de

fábrica o paleomagnetismo.

V.3 ESTUDIO FÍSICO DE FÁBRICA

Los estudios de fábrica se realizaron mediante la metodología establecida por Jaime

Gabriel Pacheco Hoyos, estudiante de la Licenciatura en Geología y participante del proyecto

‘‘Estudio de los mecanismos eruptivos y de la petrogénesis del volcanismo hiperalcalino en el

NW de México (Sonora y Baja California)’’, para más información consultar Pacheco-Hoyos

et. al. (2009a), Pacheco-Hoyos et. al. (2009b).

Esta metodología tiene como objetivo establecer un método práctico y eficaz para

determinar el arreglo que guardan las partículas involucradas en los depósitos de flujo

piroclástico denso. Se apoya en el uso de imágenes digitales de alta resolución obtenidas a

partir del escaneo de los núcleos de roca, para su procesado en computadora por medio de

un software especializado para el tratamiento de imágenes.

La adquisición de las imágenes digitales se efectuó, en un escáner HP Scanjet G4050

a una resolución mínima de 1200ppp, por medio de una rendija, que permite organizar las

pastillas colocadas. Para analizar las partículas de la imagen se utilizó el software Image J.

Es importante considerar que al momento de obtener la imagen de la cara inferior de la

pastilla, se produce un efecto de espejo, que debe corregirse para evitar una inversión en la

dirección de las partículas (Pacheco-Hoyos et. al., 2009).

57

Procesado de la imagen

Un primer paso antes de procesar la imagen, es rotarla hasta ubicarla en su

orientación real, siguiendo las marcas de dirección que fueron previamente establecidas. Una

vez en su posición, se le aplican las siguientes herramientas que se encuentran en el menú

del software Image J:

1) 8-BIT: que convierte la imagen a un sistema donde cada pixel es representado por

un byte, generando una imagen que contiene 256 niveles de grises (Fig. 37), lo cual ayuda a

la identificación de perímetros.

2) “Brightness/contrast”: que

ajusta el brillo y el contraste,

ayudando a tener una imagen más

nítida y la cual podrá analizarse

mejor. Este proceso es mejor

manejarlo de forma manual, pero si

toma mucho tiempo, puede

hacerse de forma sistemática,

usando la aplicación automática.

3) “Bandpassfilter”: esta herramienta permite limitar y uniformizar el rango del brillo

eliminando manchas brillantes u oscuras. Para imágenes con una resolución de 1200ppp se

ajusta la opción “Filterlargestructures up”a 40 pixeles y “Filtersmall estructures down”a 3

pixeles, esto permite filtrar estructuras mas grandes a 40 pixeles y mas pequeños que 3

pixeles.

4) “Threshold”: permite obtener una imagen binaria a partir de segmentos de

intensidades de grises (Fig. 38).

5) “Shape descriptor 1u”: Este “plug-in”analiza diferentes aspectos de forma en las partículas,

incluyendo una

inclinación de la

partícula con

respecto a sus

ejes mayor y

menor, al usar la

opción “shape

descriptor” con los

parámetros

“aspect

ratio”mayor a 2.0

(nos permite

considerar solo las

partículas de forma alargada) y “display orientationplot”igual a 1 (para generar una roseta

con orientaciones por cada grado).

La opción “Particles” nos permite

generar una imagen con las partículas

que sólo fueron consideradas para el

análisis; así mismo, la opción

“orientationintervals” (Fig. 39), genera una

roseta de orientaciones de las partículas

encontradas de acuerdo a su tamaño. Es

importante dar de alta en las opciones de

“single particlesvalues”los parámetros de

redondez, tamaño y ángulo de inclinación

con respecto a sus ejes.

Ilustración de las orientaciones

Con el fin de graficar los resultados

59

y obtener una mejor visualización del arreglo de las partículas en la muestra, se utilizó el

software STEREO WIN. Este programa toma en cuenta la frecuencia con la que se repite

una misma dirección. Dicho programa se alimentó con la base de datos generada a partir del

proceso explicado anteriormente (uso de IMAGE J). Los datos en este programa se

trabajaron mediante un archivo txt. Primero se definió en “data subject”, el número de datos,

después se utilizó la opción “plot rose diagram”, aplicando “symmetric rose diagram”, bajo

una escala automática, obteniendo así un estereograma final.

Obtención de la dirección y establecimiento del sentido

Una vez generado el estereograma, se obtuvo una dirección principal, considerando la

frecuencia más alta de las orientaciones. Se realizó una nueva perforación perpendicular a

dicha dirección. Posteriormente, se cortaron y obtuvieron las pastillas utilizadas en el

reconocimiento de estructuras cinemáticas. Las caras de estas nuevas pastillas (Fig. 40)

darán entonces información sobre el sentido del flujo en la muestra. En esta última etapa se

realizaron láminas delgadaspara observar el comportamiento de las astillas de vidrio y de los

fenocristales.

El avance en el

desarrollo de esta técnica,

permitió hasta este punto

el análisis de tres

muestras en el área de

Cataviña, Baja California,

las cuales comprenden los

afloramientos del Arroyo el

Junco, Mesa La Bachata y

Arroyo Portezuelo (Fig.

41).

Los resultados de este análisis arrojan direcciones de flujo con orientaciones que

varían en rangos de 85° a 135°.

61

Dirección del flujo en los afloramientos

Algunas mediciones de dirección, fueron hechas en campo utilizandola distribución de

lapillis de pómez y de algunos líticos, que ocurren en la facies tobácea de la ignimbrita.

En la Mesa Redonda, se obtuvieron dos grupos de rangos de orientación de las partículas:

uno N40-80W, y otro, entre S70- 85W (Fig. 42). Para la Mesa La Bachata, las orientaciones

medidas in-situ oscilan en los rangos de 40NW-20NW, cercanas al las orientaciones con

menor frecuencia en la roseta de la Mesa Redonda.

Para la Mesa Arroyo El Junco, se obtuvo una dirección de flujo con variaciones de

N40-60E y, en gabinete, por medio de una muestra previamente orientada (JUN08-01), se

encontraron direcciones similares dentro de un rango N39-71E. Por otro lado, en el sector de

la Mesa Las Palmillas el sentido se obtuvo en base al adelgazamiento progresivo de las

facies en el depósito, lo cual indicó un flujo al W-SW.

V.4 ANISOTROPÍA DE SUSCEPTIBILIDAD MAGNÉTICA

La susceptibilidad magnética de una roca puede ser medida mediante la aplicación de

un campo magnético débil. Cuando este campo se aplica en distintas direcciones sobre una

misma muestra de roca, se puede observar que la susceptibilidad magnética es una

propiedad anisótropa (entre 0.2 a 10% de anisotropía). La anisotropía de la susceptibilidad

magnética (AMS) de las rocas, está relacionada con la distribución preferencial de los

minerales, de lo que se infiere que el elipsoide de AMS es coaxial con el de la petrofábrica.

Como seguimiento al estudio físico de fábrica, gracias a una estancia de investigación

científica en California Institute of Technology, bajo el programa de Summer Undergraduate

Research Fellowships, se tuvo la oportunidad de realizar algunos estudios paleomagnéticos

durante el verano del 2009. En este proyecto se utilizaron muestras de afloramientos en

Sonora y Baja California, algunas analizadas por el equipo MFK1- FA para contribuir al

estudio de este gran evento geológico, que se llevó a cabo en el Mioceno medio.

Equipo y técnica

El equipo MFK1-FA, de la marca AGICO (AdvanceGeoscienceInstrumentsCompany),

tiene las siguientes especificaciones: alta sensibilidad, puede medir hasta tres frecuencias

distintas, rápida lectura de la anisotropía, medición automática de la variación de campo,

entre muchos otros.

63

El aparato consiste en la unidad receptora de la muestra, la unidad de control y la

unidad de computación (Fig. 43). Está equipado con el sistema de puesta a cero automático

y compensación automática de la corriente térmica del desequilibrio del puente, así como el

cambio automático apropiado del rango de medición. Las bobinas de medición en la

frecuencia 1 están diseñadas con 6 solenoides compensados con una homogeneidad de

campo muy elevada.

La parte digital del instrumento se basa en micro-componentes electrónicos, con dos

microprocesadores que controlan todas las funciones del Kappabridge. El instrumento no

tiene botones de control, es totalmente controlado por un ordenador externo a través de un

cable de serie RS-232C. La principal ventaja del MFK1-FA es la posibilidad de medir la

susceptibilidad de masa y ASM con tres frecuencias diferentes, la función de rango

automático y auto-puesta a cero. La función puesta a cero automática compensa

componentes reales e imaginarios, los circuitos de puesta a cero son controlados

digitalmente por el “firmware”. La señal de salida de las bobinas es amplificada, filtrada y

digitalizada, los datos en bruto se transfieren directamente a la computadora que controla

todas las funciones del instrumento.

El MFK1-FA puede medir la anisotropía

de susceptibilidad magnética de muestras

girando, gracias a su rotador (Fig. 44). En el

método giratorio, la muestra gira a una

velocidad de 0.4 r.p.s dentro de la bobina, en

tres ejes. A partir de estos datos, se puede

calcular la susceptibilidad del tensor

diferencial, esto significa una condición en la

que los componentes de la tensión de

funcionamiento en un punto del cuerpo no son

las mismas en todas las direcciones. Este tensor lleva la información sólo sobre el

componente anisotrópico de los especímenes. Para la obtención del tensor de

susceptibilidad se debe hacer una medición complementaria correspondiente a la

susceptibilidad total.

La reducción a cero del puente trabaja, durante todo el proceso de medición,

acondicionando el equipo antes de la medición de anisotropía, después de introducir la

muestra en la bobina de medición. La susceptibilidad de masa de fondo se elimina y el

puente mide sólo los cambios de sensibilidad durante la rotación de la muestra, por lo tanto,

puede usarse el rango más sensible. El resultado es la determinación de las principales

direcciones del tensor de susceptibilidad con una alta precisión.

65

La muestra se ajusta sólo en tres posiciones perpendiculares (Fig. 45). La medición es

rápida, alrededor de dos o tres minutos por ejemplar (dependiendo del rango), y precisa,

debido a las determinaciones de sensibilidad en cada plano perpendicular al eje de rotación

de la muestra.

El software SAFYR combina las mediciones en tres planos perpendiculares, más un

mayor valor para calcular un tensor de susceptibilidad completa. Los errores en la

determinación de este tensor se calculan utilizando un método especial basado en el

principio de múltiples variables estadísticas. También permite hacer correcciones

estructurales, esto es necesario cuando se presenta una inclinación en las unidades y debido

a que los afloramientos ignimbríticos de Cataviña se encuentran subhorizontales, no fue

requerido. Más información sobre el equipo se puede encontrar en la guía del usuario del

MFK1-FA, en la página oficial www.agico.com.

http://www.agico.com/


67

flujo. Esta última dirección, coincide entonces con la dirección de la media del eje mayor k1.

Por otro lado, Hillhouse y Wells (1990), proponen que la imbricación magnética, se

utiliza únicamente para determinar el sentido del flujo, el cual es indicado por la declinación

del eje menor en el hemisferio sur. La imbricación magnética, se deduce así de la orientación de los ejes menores k3.

La lineación magnética en este trabajo puede ser explicada por la forma oblada de los

minerales magnéticos presentes en la ignimbrita hiperalcalina, esto quiere decir que el eje

menor (k3), es menor que el eje k1 y k2. De esta manera, los núcleos analizados muestran

altos grados de anisotropía y valores dispersos en la susceptibilidad media volumétrica (Fig.

Fig. 47 a) Proyección de igual área de los ejes k1, k2 y k3. b) Diagrama de grado de anisotropía Km; susceptibilidad media. Pj; grado de anisotropía. c) Diagrama de Lineación vs Foliación. Muestra SA09-15.


68

48).

Para la muestra POR08-02, los planos de simetría de la distribución de los ejes

principales de anisotropía, son perpendiculares al plano de flujo (el plano de flujo sería la

horizontal). Estos planos son las dos líneas: negra y roja que cortan al estereograma de la

figura 48. El plano que pasa por la media o zona de distribución de los ejes k3, es el que

indicaría la dirección de flujo (línea roja), cuya flecha apunta hacia donde se dirige el flujo considerando la imbricación magnética.

Los datos arrojados por la

anisotropía de susceptibilidad magnética,

para el Arroyo El Junco (JUN08-06),

indican una fuerte inclinación del eje

menor k3 (alrededor de 40º), el cual para

ser indicador del sentido de flujo en la

anisotropía, no debe superar los 30º con

respecto a la horizontal. Esto puede ser

explicado por algún proceso posterior al

depósito del flujo, o por una pendiente

pronunciada en la paleo-superficie al

Fig. 48 Diagrama de T vs PJ. T= Forma del elipsoide de anisotropía; Pj= Grado de anisotropía. Si T es mayor a 0, el elipsoide de anisotropía tendrá una forma oblada, debido a que su eje k3 es menor que los ejes k1 y k2. Muestra POR08-02, del Arroyo Portezuelos.

Fig. 49 Muestra POR08-02, el sentido de flujo es determinado hacia el SW.


69

momento del depósito. De cualquier manera, el sentido interpretado para este sitio es entre

140 y 150 SE (Fig. 50).

Estudio de Remanencia Magnética

El objetivo principal de la aplicación de métodos paleomagnéticos es el de identificar y

separar los componentes de magnetización en las rocas. Esto se realiza a través de la

desmagnetización de dicha muestra por etapas, mediante la aplicación de campos

magnéticos alternos. Con esto, la magnetización de la roca disminuirá progresivamente y

disminuirá en mayor proporción bajo la influencia de cierta intensidad de campo magnético

alterno.

La desmagnetización por campos alternos consiste en la eliminación progresiva de la

NRM (Natural Remanent Magnetization o Magnetización Natural Remanente) de las rocas

mediante la aplicación de un campo magnético alterno de forma sinusoidal que parte de un

Fig. 50 Muestra JUN08-06 del Arroyo el Junco, el sentido indicado por la anisotropía de susceptibilidad magnética es hacia el SE.


70

valor pico y gradualmente se reduce a cero. Se desmagnetizarán los minerales con fuerza

coerciva igual o menor al campo pico aplicado.

La forma en que funciona la desmagnetización en cada etapa se describe a

continuación: se aplica un campo pico en una dirección, inmediatamente después se aplica

un campo ligeramente menor en la dirección opuesta y así sucesivamente se va alternando

el sentido en el que se aplica el campo.

Dicho campo va a ser ligeramente menor al aplicado en el sentido opuesto en el paso

anterior, de esta forma los minerales con fuerza coerciva igual o menor al campo aplicado se

orientaran paralelos a él. El campo pico que se aplica disminuirá de forma sinusoidal hasta

llegar a cero. Al final se obtendrá una magnetización relativa en sentidos opuestos por lo que

se anulará. Este proceso se realizará a lo largo de varias direcciones de la muestra,

generalmente a lo largo de tres direcciones perpendiculares entre sí (x, y, z). De esta forma

se logra desmagnetizar los minerales magnéticos con fuerza coerciva igual o menor al campo

magnético aplicado.

Este proceso, se llevó a cabo en el Laboratorio de Paleomagnetismo del Instituto

Tecnológico de California, para el conjunto de 15 núcleos de la muestra SA09-15 en la

localidad de San Agustín. Los resultados muestran una inclinación leve y una magnetización

inversa que pudieron imprimirse durante una transición de campo magnético o una excursión

geomagnética durante el Mioceno Medio (~12.5 Ma.) (Fig. 51).


71

Stock et al. (1999), estudió una ignimbrita en la región de San Felipe, Baja California,

denominada la Toba de San Felipe, encontrando, en todos los afloramientos, una única, baja

inclinación y una magnetización inversa, con una subcrona de 12.401 a 12.678 Ma (Fig. 51)

similares a las de la muestra SA09-15. Estas características magnéticas permiten

correlacionar los depósitos ignimbríticos hiperalcalinos del área de Cataviña, con los de la

Toba de San Felipe. La nueva fecha obtenida en una pómez del Arroyo el Junco, muestra

que la Ignimbrita Hiperalcalina cae dentro de la subcrona de polaridad geomagnética C5r.3r

(11.531-11.935 Ma.) de Cande y Kent (1995).

Fig. 51 Desmagnetización por campos alternados. Arriba, la muestra SA09-15; Abajo La Toba de San Felipe en Santa Isabel, Baja California (Tomado de Stock, 1999). La misma remanencia magnética encontrada para ambos sitios permite una correlación entre la muestra de San Agustín y la Toba de San Felipe.


72

VI.- DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

a) Emplazamiento de los depósitos

Los datos derivados de los diferentes estudios de fábrica como: a) La

distribución de facies en los paleocanales, b) Las mediciones in-situ de pómez y

líticos, c) El estudio de la petrofábrica, y d) La anisotropía de susceptibilidad

magnética; fueron acoplados al establecimiento de espesores de los depósitos

ignimbríticos (isopacas), mediante el análisis de imágenes satelitales, con el fin

Fig. 52 Sentidos de emplazamiento de la Ignimbrita Hiperalcalina en la región de Cataviña.


73

de proponer un modelo de emplazamiento para la ignimbrita hiperalcalina en la región de Cataviña.

Este modelo de emplazamiento considera que la topografía tuvo una

elevación menor hacia el Oeste, formando un amplio valle que ayudó a la

dispersión del flujo piroclástico a través de la región de Cataviña (Fig. 52). En el

presente trabajo se propone, que el flujo fue conducido a la zona, por medio de

paleo-canales que desembocaban en dos posibles puntos ubicados al Este; el

primero, se encuentra en las cercanías a la Mesa El Junco, al NE del área de

estudio, donde las direcciones in-situ de pómez y líticos, así como los estudios

de la fábrica, indican un depósito de la unidad desde el NE hacia el SW,

mientras que la anisotropía de susceptibilidad magnética indica un sentido de

flujo hacia el SE. Esto puede deberse a que la sedimentación de la corriente

piroclástica tuvo una amplia dispersión de los piroclastos, producto del desfogue

del flujo en el valle, al salir del paleo-canal. El segundo punto se ubica al Norte

de la Mesa Escondida, en la esquina SE del área de estudio. Este representa de

igual manera, una apertura del flujo al salir del cauce de un paleocanal, fosilizando así, el paleovalle.

Posteriormente, el flujo avanzó hacia el Oeste donde depositó el mayor

volumen de piroclastos en el área, tal y como se observa en los espesores de los

afloramientos orientales que tienen hasta 25 m. En seguida, la corriente fluyó de

manera continua en la misma dirección, concentrando material en lo que hoy es

la Mesa Las Palmillas, para, más adelante, toparse con afloramientos del

basamento que sirvieron de barrera, desviando el flujo hacia el NW y SW,

encausándolo de nuevo en paleocanales, que se encuentran bien preservados en la Mesa SA09-20.

Se realizó un nuevo reconocimiento, por medio de imágenes satelitales,

de posibles afloramientos ignimbríticos en las regiones circunvecinas. En éste se

encontraron, por un lado, vestigios de depósitos que fueron encausados en


74

paleocanales en áreas ubicadas al oeste de la Sierra San Pedro Mártir (SSPM;

Fig. 53), por otro lado, unidades casi enterradas al sur de Puertecitos, entre la

región de San Felipe y la región de Cataviña, donde se cree que la Ignimbrita

Hiperalcalina se encuentra cubierta por el volcanismo asociado a la apertura del Golfo de California (Fig. 53).

Estos resultados fueron integrados a los obtenidos por Oskin (2002),

donde se propone que el flujo piroclástico de la Toba de San Felipe, se emplaza

hacia el Suroeste, terminando con una distribución de los afloramientos en el

Fig. 53 Sentidos generales de emplazamiento de la Ignimbrita Hiperalcalina en Baja California.


75

extremo sur de la SSPM. Finalmente, reuniendo toda la información de

emplazamiento, se visualiza un modelo general para el emplazamiento de la

Ignimbrita Hiperalcalina en Baja California. Este contempla que el

emplazamiento de la corriente piroclástica densa, se efectuó de Este a Oeste, en

al menos tres lóbulos (Fig. 54), los cuales comprenden las áreas de San Felipe,

Cataviña y Puertecitos (considerando la distribución de los potenciales depósitos

reconocidos). Estas direcciones generales de emplazamiento propuestas,

contemplan la continuación del lóbulo de la Toba de San Felipe, hacia el Oeste y

Suroeste, conectando los depósitos de esta zona, con algunos de los potenciales afloramientos ignimbríticos conservados en paleocanales.

Fig. 54 Modelo del emplazamiento de la Ignimbrita Hiperalcalina.


76

El conocimiento geológico obtenido de las unidades volcánicas y

sedimentarias que subyacen a la Ignimbrita Hiperalcalina, permite establecer

algunos aspectos geodinámicos para el NW de México y en particular para la región norte de Baja California.

El emplazamiento de los depósitos ignimbríticos en Baja California

sugiere que el relieve para el Mioceno medio tenía una vertiente general hacia el

Pacífico. De estos vestigios, los afloramientos de la región de Cataviña,

permanecen subhorizontales y sin evidencia de deformación, mientras que los

depósitos ubicados tanto en San Felipe como en Puertecitos, han sido fallados y fuertemente basculados durante la apertura del Golfo de California.

Los depósitos ignimbríticos hiperalcalinos en Cataviña se encuentran, en

la zona Este, arriba de los 800 m de altura, y en la parte Oeste, hasta por debajo

de los 600 m. Se desconocen las paleo-alturas pero se puede sugerir, que la

paleo-superficie donde fueron depositados los flujos piroclásticos en Sonora, al

menos se encontraba a una mayor altura que en Baja California. Sin embargo,

hasta el momento, son muy pocos los lugares conocidos en Sonora, donde la

ignimbrita ocurre a esa altura, ya que comúnmente aflora entre los 400 y los 700

m. Esto indica, que la tectónica, posterior a los 12 Ma, ha afectado gran parte de

las regiones en Sonora, considerando que los vestigios de este depósito, han

sido reconocidos hasta 200 km al oriente de la línea de costa. De esta manera,

los resultados obtenidos en la región de Cataviña podrán ser utilizados para la cuantificación de la distensión en el NW de México.

El estudio de las unidades volcánicas de Baja California anteriores a la

ignimbrita hiperalcalina, muestra por un lado, que el magmatismo de afinidad

adakítica en la región, ya había iniciado en el Mioceno medio y, por otro lado,

que no corresponde al volcanismo calcoalcalino reportado para el arco volcánico

Comondú. Cabe señalar que el magmatismo adakítico, bien documentado en


77

Baja California, se ha interpretado como derivado de una ventana astenosférica (Pallares et al., 2008).

Las unidades sedimentarias del Mioceno identificadas debajo del

volcanismo hiperalcalino en la región de Cataviña, indican el desarrollo de una

cuenca que registró una etapa importante de denudación del basamento y la

existencia de un lago. Estas unidades, que se depositaron en depresiones

planas y continuas, con una topografía dominada por pendientes ligeramente

inclinadas hacia el Oeste, y en ambientes lagunares someros y fluviales, fueron

preservadas al ser cubiertas por la ignimbrita hiperalcalina en el Mioceno medio.

Este fenómeno de sedimentación, continuó posteriormente, dado que algunas

mesas como las de Cataviña (Mesa Redonda, Mesa Las Palmillas), presentan

en la cima brechas sedimentarias con clastos de la misma ignimbrita y unidades

que, en algunas ocasiones, presentan capas de carbonatos de calcio (caliche),

las cuales llegan a tener espesores de hasta 1 metro. Finalmente, la apertura del

Golfo de California, pudo impulsar la erosión retrogradante que permitió emerger, en forma de mesas, a los depósitos ignimbriticos hiperalcalinos.

c) Significado del volcanismo hiperalcalino en la región de Cataviña

La integración de los resultados, que fueron obtenidos a partir de los

estudios físicos y químicos realizados en esta tesis, permite establecer las siguientes conclusiones:

1) No existe ninguna relación genética entre la ignimbrita hiperalcalina y las unidades volcánicas de la secuencia del Mioceno medio.

2) El volcanismo hiperalcalino en Baja California, a diferencia del de

Sonora (ocurrencia de riolitas fluidales y flujos piroclásticos), es

representado sólo por la ocurrencia de manifestaciones piroclásticas. La


78

unidad en Baja California representa el producto de una sola unidad de

enfriamiento, que es física y químicamente correlacionada con la Toba de

San Felipe. Las facies de la Ignimbrita Hiperalcalina en la región de

Cataviña, a diferencia de las manifestaciones en San Felipe, aunque son

soldadas, no presentan un vitrófiro y tienen un espesor reducido,

mostrando que se trata de depósitos más distales al punto de emisión

situado hacia el oriente en el Estado de Sonora (Barrera-Guerrero y Vidal-

Solano, 2009). Estos representan, el límite sur en Baja, y el margen

occidental de los vestigios de la Ignimbrita hiperalcalina en el NW de México.

3) La asociación mineral (sanidina>Cpx>fayalita) presente en los

depósitos ignimbriticos de la región de Cataviña, que es idéntica a la

encontrada en todos los vestigios de esta naturaleza en el NW de México,

evidencia el carácter hiperalcalino de estas rocas. La proporción de

fenocristales en comparación con el vidrio, nunca sobrepasa el 10% en estos depósitos piroclásticos.

4) Las inclusiones de traquitas comendíticas encontradas en la Toba de

San Felipe y que también fueron encontradas en los depósitos

ignimbríticos de Cataviña, están ligadas genéticamente con la ignimbrita

(Fig 30). Estas corresponden a líquidos menos diferenciados dentro del

reservorio magmático, probablemente involucrados en el proceso de cristalización fraccionada.

e) Perspectivas

Algunas perspectivas interesantes se vislumbran para trabajos

posteriores en la región de Baja California: a) El establecimiento de un lóbulo

ignimbrítico comprendido entre la región de San Felipe y Cataviña, donde se

cree que la ignimbrita hiperalcalina se encuentra cubierta por las tobas


79

contemporáneas al ʻʻriftingʼʼ y al deslizamiento lateral dextral que produjo el Golfo

de California. B) La corroboración y el establecimiento de una continuación,

hacia el Noroeste, del lóbulo ignimbrítico de la región de Cataviña, donde se

identificaron, por medio de imágenes satelitales, potenciales afloramientos

ignimbríticos. Además, el establecimiento de la magnetoestratigrafía de las secuencias que incluyen este importante marcador estratigráfico.

La continuación de estas investigaciones, tanto al Noreste del área de

estudio, como al Oeste de la SSPM, puede involucrar un análisis de reflectancia

bajo minerales específicos como: sanidina, clinopiroxeno y/o fayalita, utilizando

una biblioteca espectral y la herramienta “Spectral Angle Mapper” (SAM), del

software ENVI, para discriminar y obtener un mapa preciso sobre la distribución de todos los afloramientos ignimbríticos.

Finalmente, la integración de estos resultados, con las manifestaciones

orientales de la Ignimbrita Hiperalcalina en el NW de México, contribuirá a

establecer con más claridad, un punto de emisión para dicha roca, el cual, de acuerdo a los resultados aquí obtenidos, tendría que estar ubicado en Sonora.

80

BIBLIOGRAFÍA ALLISON, E. C., 1955, - Middle Cretaceous Gastropodafrom Punta China, Baja California, Mexico: Journal Paleontology, v. 29, p. 400-432. ALLISON, E. C. 1974 - The type Alisitos Formation (Cretaceous Aptian-Albian) of Baja California and its bivalve fauna: in Geology of Peninsular California. San Diego, Calif., Am. Assoc. Petroleum Geologist, San Diego Meeting Guide-book, p. 20-59. ALMAZÁN-VAZQUEZ, E., 1988 - Marco paleosedimentario y geodinámico de la Formación Alisitos en la Península de Baja California; Revista de la Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, vol. 7, núm. 1, p. 41-51 ATWATER, T., 1970 – Implications of plate tectonics for the Cenozoic evolution of western North America, Geological Society of America Bulletin, 81, 3513–3536, 19. ATWATER, T., 1989 - Plate tectonic history of the northeast Pacific and western North America, in The Eastern Pacific Ocean and Hawaii, edited by E. L. Winterer, D. M. Hussong, and R. W. Decker, The Geological Society of America, Boulder, Colorado vol. N, pp. 21–72. BARRERA-GUERRERO, S., VIDAL-SOLANO J. R., 2009 – En búsqueda de una explicación para los descomunales volúmenes de riolitas anorogénicas de la Sierra Libre, Sonora, México. XVIII Congreso Nacional de Geoquímica INAGEQ, Ensenada, Baja California., vol 15., No. 1, 48-49pp. BUSBY, C.J., SMITH, D.P., MORRIS, W.R., ADAMS, B., 1998 - Evolutionary model for convergent margins facing large ocean basins: Mesozoic Baja California (Mexico): Geology, 26(3), 227-230. CABALLERO-MIRANDA C.I.; TORRES-HERNANDEZ J.R. & ALVA-VALDIVIA L.M. (2009).– Anisotropy of magnetic susceptibility analysis of the Cantera Ignimbrite, San Luis Potosi, México: flow source recognition. Earth Planets Space, 61, 173-182. Cande, S.C. and D.V. Kent. 1995 - Revised calibration of the geomagnetic polarity time scale for the Late Cretaceous and Cenozoic, Journal of Geophysical Research, 100, 6093-6095, 1995. GANS, P. B., 1997 - Large-magnitude Oligo-Miocene extension in southern Sonora: Implications for the tectonic evolution of northwest Mexico, Tectonics, 16 (3), 388–408.

81

GASTIL, R. G., KRUMMENACHER D., AND MINCH J. A., 1979 - The record of Cenozoic volcanism around the Gulf of California, Geological Society of America Bulletin, 90 (9), 839–857, 1979 GASTIL, R.G., 1983 - Mesozoic and Cenozoic granitic rocks of southern California and western Mexico, in Roddick, J.A. (ed.), Circum-Pacifi c Plutonic Terranes: Boulder, Colorado, Geological Society of America, Memoir 159, 265-275. GÓMEZ-VALENCIA, A.M., OLGUIN-VILLA, A.E., VIDAL-SOLANO, J.R., y STOCK J.M., 2008a – Estudio de los mecanismos eruptivos del volcanismo hiperalcalino en el Noroeste de México (Sonora y Baja California); 1er congreso sobre la evolución geológica y ecológica del Noroeste de México, 111 -112 pp.

GÓMEZ-VALENCIA, A.M., VIDAL-SOLANO, J.R., y LÓPEZ MARTÍNEZ, M., 2008b – Análisis geocronológico 40Ar/39Ar en pómez: Contribución al esclarecimiento de la edad en las ignimbritas hiperalcalinas del NW de México. XVIII Congreso Nacional de Geoquímica INAGEQ, Hermosillo Son., vol 18., No. 1, 18-21pp.

HILLHOUSE Y WELLS R. E. 1990 – Magnetic Fabric, Flor Directions, and Source Area of the Coger Miocene Peach Springs Tuff in Arizona, California, and Nevada; Journal of Geophysical Research, Vol. 96, No. B7, pages 12,443-12,460.

KIMBROUGH, D.L., SMITH, D.P., MAHONEY, J.B., MOORE, T.E., GROVE, M., GASTIL, R.G., ORTEGA-RIVERA, A., FANNING, C.M., 2001, Forearcbasin sedimentary response to a rapid late Cretaceous batholiths emplacement in the Peninsular ranges of southern and Baja California: Geology, 29, 491-493. KIRK, M. V., y MACINTYRE, J. R., 1951 - Cretaceous deposits of the Punta San Isidro area, Baja California: Geol. Soc. America Bull., Abstr. with Programs, v. 62, p. 1505 (resumen). OLGUÍN-VILLA A.E., STOCK J.M., VIDAL-SOLANO J.R., 2008 - Establecimiento de la distribución espacial de los depósitos ignimbriticos hiperalcalinos en el NW de México mediante el análisis de imágenes ASTER. Geos Boletín de la Unión Geofísica Mexicana, Vol. 28, N°2, p218-219. OLGUÍN-VILLA, A. E., J. STOCK, AND J. R. VIDAL-SOLANO., 2009 - Using anisotropy of magnetic susceptibility on peralkaline ignimbrites from NW Mexico: A major eruption in Middle Miocene? GEOS v. 29, no. 1, p. 63, Nov. 2009

82

OSKIN, M., STOCK, J. M., AND MARTÍN-BARAJAS A., 2001 - Rapid localization of Pacific-North America plate motion in the Gulf of California, Geology, 29 (5), 459–462, 200. OSKIN, M. E., 2002 – Part I. Tectonic evolution of the Northern Gulf of California, Mexico, Deduceded from Conjugate Rifted Margins of the Upper Delfín Basin. Part II Active Folding and Seismic Hazard in Central Los Angeles, California. Tesis de Doctor of Philosophy California Institute of Technology Pasadena, California 481pp. PACHECO-HOYOS, J. G., VIDAL-SOLANO, J. R. y STOCK J. M. 2009 – Utilización de imágenes digitales para el estudio de flujos piroclásticos densos: Avances en la determinación del sentido de emplazamiento de la ignimbrita de Hermosillo; Geos, Vol. 29, No. 1 Pág. 117. PALLARES, C., MAURY, R. C., BELLON, H., ROYER, J. Y., CALMUS, T., AGUILLÓN-ROBLES A., COTTEN, J., BENOIT, M., MICHAUD, F., BOURGOIS, J., 2007 – Slab-tearing following ridge-trench collision : Evidende from Miocene volcanism in baja California, Mexico. Journal of Volcanology and Geothermal Research 161, 95-117 PALLARES, C., BELLON, H., BENOIT, M., MAURY R. C., AGUILLÓN-ROBLES A., CALMUS, T., COTTON, J., 2008 – Temporal geochemical evolution of Neogene volcanism in northern Baja California (27°-30° N): Insights on the origin of post-subduction magnesian andesites; LITHOS 105, 162-180pp. PALLARES, C., 2007 – Diversité du volcanisme miocéne á qaternaire post-subduction d ela péninsule de Basse Californie et du Golfe de Californie (Mexique) : role de la déchirure de la plaque Farallon ; Tesis de Doctorado, Universidad de Bretagne Occidentale, 211pp. PAZ-MORENO, F., DEMANT A., y ORNELAS-SOLÍS R., 2000 - Las ignimbritas hiperalcalinas neógenas de la región de Hermosillo, Sonora, México: Mineralogía y geoquímica, IV Reunión Sobre La Geología Del Noroeste de México y Áreas Adyacentes, 90-91pp. RAMOS-VELÁZQUEZ, E., CALMUS, T., VALENCIA, V., IRIONDO, A., y VALENCIA-MORENO, M., 2010 – Estudio Termotectónico de las rocas intrusivas de la región de Cataviña-San Luis Gonzaga (Baja California) y del Batolito Costero de Sonora: Análisis de la extensión Cenozoica en ambas Márgenes del Golfo de California; Simposio GeoLaramide “La Orogenia Laramide del SW de Norte América: Análisis del Magmatismo, Deformación y Metalogénesis”, 23pp.

83

RANGIN, C., 1978, Speculative model of Mesozoic geodynamics, central Baja California to northeastern Sonora, México: in Howell, D.G., and McDougall, K. A., eds., Mesozoic paleogeography of the western United States. Los Angeles, Soc. Econ. Paleontologists and Mineralogists, Pacific Sect. Pacific Coast Paleogeography Symp., 2, p. 85-106 REED, R.G., 1967, Stratigraphy and structure of the Alisitos Formation near El Rosario: San Diego, Univ, San Diego, San Diego California. Tésis de Maestría, 118 p. (inedita). SANTILLÁN, M., y BARRERA, T., 1930. Las posibilidades petroliferas en la costa occidental de la Baja California, entre los paralelos 30 y 32 de latitud Norte: Inst. Geol. Mexico, anales, v.5, p. 1-37. SILVER, L. T., STEHLI, F. G., y ALLEN, C. R., 1963, Lower Cretaceous pre-batholithic rocks of northern Baja California, Mexico: Am. Assoc. Petroleum Geologists Bull., v.47 p. 2054-2059. STOCK, J. M., AND HODGES K. V., 1989 - Pre-Pliocene extension around the Gulf of California and the transfer of Baja California to the Pacific Plate, Tectonics, 8 (1), 99–115. STOCK, J. M., LEWIS C. J., and NAGY E. A., 1999 - The Tuff of San Felipe: an extensive middle Miocene pyroclastic flow deposit in Baja California, Mexico, Journal of Volcanology and Geothermal Research, 93 , 53–74. STOCK J.M., KYLARA M. & PAZ-MORENO F.A. (2005). – Extensión de la Toba San Felipe desde Baja California hasta el interior de Sonora. – GEOS, 25, 84-85.

STOCK, J. M., PAZ-MORENO, A., KYLARA, D. (2006). - Correlation of the Tuff of San Felipe from Baja California into the Interior of Sonora; A Widespread Marker Horizon for Gulf of California Extension. Lithospheric Rupture in the Gulf of California – SaltonTrough Region MARGINS-RCL Workshop, vol. 1.p.72.

SUN S.S. AND MCDONOUGH, W. F., 1989 – Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes In: Sauders A.D. and Norry M. J. (eds), Magmatism in ocean basin. Geol. Soc. London spec. Pub 42, 313-345pp. UMHOEFER, P. J., DORSEY, R.J., WILLSEY, S., MAYER L., and RENNE, P., 2000 – Stratigraphy and geochronology of the Comondú Group near Loreto, Baja California sur, Mexico; Sedimentary Geology 144, 125-147pp.

84

VIDAL-SOLANO J.R., 2005 - Le volcanisme hyperalcalin dʼage Miocene Moyen du Nord-Ouest du Mexique (Sonora): Minéralogie, Géochimie, cadre géodynamique ; Tesis de Doctorado, Universidad Paul Cézanne, 256pp.

VIDAL-SOLANO J.R., DEMAN A., PAZ-MORENO F. A., LAPIERRE HENRIETTE, ORTEGA-RIVERA M. A., y W. Lee, J.K., 2008a - Insights into the tectonomagmatic evolution of NW Mexico: Geochronology and geochemistry of the Miocene volcanic rocks from the Pinacate area, Sonora; GSA Bulletin v. 120; no. 5/6; p. 691–708.

ASTER*(Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection

Radiometer: http://asterweb.jpl.nasa.gov/characteristics.asp)

tesis olguin-villa 2010

Documents