MUESTREO Y MÉTODOS ANALÍTICOS

Se colectaron 25 muestras representativas para estudios de petrografía, geoquímica y geocronología U-Pb de la Formación Tetelcingo sobre la carretera 63 Chilpancingo-Tixtla, Guerrero. El análisis petrográfico se realizó en láminas delgadas de lavas, tobas y brechas volcano-sedimentarias para documentar las características mineralógicas, composicionales y texturales de las muestras. El análisis geoquímico de roca total se realizó en 18 muestras de lavas o lavas brechadas sin evidencias visibles de alteración, en el Laboratorio de ALS Chemex en Vancouver, Canadá. Los elementos mayores y algunos elementos traza fueron analizados por Espectrometría de Emisión Atómica con Plasma Acoplado Inductivamente (ICP-AES), mientras que los elementos de alto potencial iónico (HFSE) y tierras raras (REE), se analizaron con Espectrometría de Masas con Plasma Acoplado Inductivamente (ICP-MS). Las muestras analizadas son representativas de los diferentes niveles estratigráficos. Para los diagramas de multielementos, las concentraciones fueron normalizadas a los valores del manto primitivo de Sun and Mc-Donough (1989), mientras que, para las tierras raras se usaron con los valores de condrita de Evensen et al. (1978). La anomalía de Eu fue determinada usando Eu/Eu*=EuN/(), donde N indica que los valores fueron normalizados con los valores de Evensen et al. (1978).

Para el análisis geocronológico U-Pb se extrajeron zircones (muestras AO-03 y AO-04) y esfenas (muestras AO-03B y AO-04A) de lavas de la base y cima de la Formación Tetelcingo. La separación de los zircones y esfenas se hizo por el método tradicional de trituración y molienda, separación por densidades en una mesa Wilfley, líquidos pesados (yoduro de metileno) y separación magnética en un Frantz, siguiendo los procedimientos establecidos por Gehrels et al. (2006, 2008). Los zircones y esfenas fueron seleccionados bajo un microscopio petrográfico y montados en un anillo de resina epóxica junto con estándares (Sri Lanka y BLS), y posteriormente fueron pulidos. Se obtuvieron imágenes representativas de catodoluminiscencia (CL) de alta resolución de los zircones en un equipo Croma Hot-CL II de Gatan montado en un JEOL IT 300 SEM, en el Laboratorio de Microscopía Electrónica de Barrido y Microanálisis de la Escuela Superior de Ciencias de la Tierra de la Universidad Autónoma de Guerrero, México. Se analizaron centros y bordes de los zircones y esfenas en el Laboratorio de LaserChron del Departamento de Geociencias de la Universidad de Arizona, USA, empleando un equipo Nu Plasma HRMC-ICPMS utilizando un laser spot de 30 µm de diámetro. El fraccionamiento isotópico para los análisis de zircones fue monitoreado con el estándar de Sri Lanka (563.5 ± 3.2 Ma; Gehrels et al., 2008), el cual fue analizado cada cinco análisis de zircones. La estimación de la edad tanto de zircones como de esfenas se hizo usando el promedio ponderado de las edades obtenidas de las relaciones 206Pb/238U con el programa Isoplot (Ludwig, 2012). Los análisis de esfenas fueron monitoreados con el estándar BLS (1050 Ma; Bonamici y Blum, 2020) y su edad fue calculada a partir de las relaciones 206Pb/238U.

 

RESULTADOS

Estratigrafía y petrografía

La Formación Tetelcingo aflora en la región de Chilpancingo-Tixtla, Guerrero, en una franja N-S (Figura 1). En esta región, la Formación Tetelcingo consiste de una alternancia de rocas volcánicas y sedimentarias que descansan en discordancia angular sobre limolitas, lutitas y areniscas del Cretácico Superior de la Formación Mezcala y calizas de plataforma del Albiano-Cenomaniano de la Formación Morelos; le sobreyacen discordantemente conglomerados del Plioceno-(?) de la Formación Chilpancingo.

La base de la Formación Tetelcingo está constituida por ~650 m de una intercalación de lavas y brechas volcánicas de composición andesítica y dacítica (Figura 2). Sobre las rocas anteriores, descansan ~800 m de tobas y conglomerados, en menor proporción lavas y brechas de composición dacítica y andesítica, y escasos horizontes delgados de lutitas. Seguido de éste paquete con predominancia sedimentaria, se depositó un segundo paquete de ~450 m de lavas dacíticas y andesíticas, con escasos horizontes delgados de brechas volcano-sedimentarias. Sobre las lavas, descansasan ~1000 m de una intercalación de brechas volcano-sedimentarias intercaladas con abundantes tobas y escasas lavas andesíticas. Finalmente, la secuencia culmina con un paquete de ~680 m de horizontes de conglomerados con clastos de caliza intercalados con toba. En la Figura 3 se muestran las diferentes litologías de la Formación Tetelcingo.

Las lavas de la base y parte intermedia de la secuencia, son hipocristalinas con textura porfídica definida por fenocristales de plagioclasa subédrico y euédrico con maclado tipo albita y combinado. Las lavas dacíticas presentan fenocristales de cuarzo anédrico con golfos de reabsorción y cristales euédricos de minerales ferromagnesianos (anfíbol y biotita). Los fenocristales se encuentran inmersos en una matriz con abundantes microlitos de plagioclasa semiorientados, favoreciendo una textura traquítica. Las lavas contienen esfena prismática y zircones como minerales accesorios. Algunas muestras también presentan pequeños fragmentos de líticos volcánicos (Figura 4a-c).

Las brechas volcánicas exhiben fenocristales rotos de plagioclasa y cuarzo, así como escasos fragmentos líticos de rocas volcánicas (autolitos) y calizas (2 mm) (Figura 4d-f y j-k). También contienen cristales de biotita y hornblenda alterados. Los fenocristales y líticos representan entre el 80 y 90 % de la roca y se encuentran inmersos en una matriz vítrea. Además, contienen cristales euédricos de esfena y zircones. La calcita se presenta en parches como mineral secundario. Las tobas son de grano fino y poco consolidadas. Exhiben una textura piroclástica con fragmentos de cuarzo con golfos de reabsorción, plagioclasa con zoneamiento, hornblenda alterada y escasos fragmentos líticos de rocas volcánicas con textura microgranular. Los fragmentos de minerales y líticos están inmersos en una matriz de ceniza de grano muy fino.Las brechas volcano-sedimentarias están constituidas esencialmente de clastos volcánicos angulosos a sub-angulosos (1–20 cm) con textura porfídica compuestos por dos asociaciones mineralógicas; una con fenocristales de plagioclasa, biotita, hornblenda, y; otra con cuarzo, plagioclasa, anfíbol y biotita (Figura 4g-4i). La matriz de los clastos volcánicos contienen microlitos de plagioclasa orientados imprimiéndole una textura traquítica. Algunos clastos muestran calcedonia radial. Los conglomerados de la parte intermedia y final de la columna estratigráfica están constituidos escencialmente de clastos angulosos de calizas cementados por arcillas.

 

 

 

 

Geoquímica de roca total

Los análisis geoquímicos para las rocas volcánicas de la Formación Tetelcingo se presentan en la Tabla S1 del Material Suplementario. Las rocas analizadas son caracterizadas por contenidos de SiO2 que varían entre 58.0 y 67.3 % en peso y contenidos de Na2O + K2O entre 5.3 y 8.6 % en peso indicando una variación composicional de andesita, dacita, traquidacita/traquita (Figura 5a; Le Maitre et al., 1989). Considerando que la clasificación se hizo con base en elementos móviles (K, Na) durante procesos de alteración, se hizo una clasificación alternativa usando elementos inmóviles (Zr, Nb, Y, Ti); en esta clasificación, las muestras caen en los campos de andesitas y dacitas, y las traquitas no figuran (Figura 5b). Las rocas volcánicas presentan un carácter calcialcalino (Figura 5c). Los contenidos de Fe2O3 (0.7–3.8 % en peso) y MgO (3.8–5.6 % en peso) produjeron bajos valores del número de Mg# (13.4 y 45.9) indicando que son rocas diferenciadas (Tabla S1). Las concentraciones de CaO son variables de 2.6 a 6.8 % en peso mientras que los contenidos de TiO2 (0.6–0.8 % en peso), P2O5 (0.1–0.3 % en peso) y Al2O3 (15–17 % en peso) son relativamente homogéneos. Una característica muy notable en estas rocas, es su alta concentración de Sr (768-2070 ppm), y las bajas concentraciones de Yb (0.77–1.37 ppm), Y (11–19 ppm), Ni (6-29 ppm) y Cr (20–70 ppm). El diagrama de multielementos de las lavas andesíticas y dacíticas presenta patrones muy homogéneos, con enriquecimiento en elementos litófilos de radio iónico grande (LILE; e.g., Rb, Ba y Th) con respecto a elementos de alto potencial iónico (HFSE), con relaciones de (Rb/Yb)N que varían entre 27 y 83 (Figura 5d). Mientras que el diagrama multielemental de las brechas volcánicas, aunque es más heterogéneo y con mayor variabilidad en los elementos móviles (e.g., Rb, Ba, K), muestra un comportamiento similar al de las lavas, con valores de (Rb/Yb)N entre 4 y 105 (Figura 5f). En estos diagramas, es notable el empobrecimiento en tierras raras pesadas. Además, muestran prominentes anomalías negativas en Nb, Ta, P y Ti; y positivas en Ba, Sr y K para las lavas. Las rocas de la Formación Tetelcingo muestran un patrón de enriquecimiento en elementos de tierras raras ligeras (LREE) con respecto a las tierras raras pesadas (HREE) con valores en la relación (La/Yb)N entre 14 y 106 (Figura 5e y 5g). La mayoría de las muestras presentan una ligera a inexistente anomalía de Eu/Eu* (0.70–1.04). La mayoría de las rocas volcánicas presentan altos valores de Sr/Y (51–144) y LaN/YbN (15–112), y bajos valores en YbN (1.4–2.8) e Y (11–19 ppm) (Figura 6a-6b). Los valores de Y y las relaciones de Sr/Y de algunas muestras son similares con las rocas formadas en arcos normales (Figura 6a). Sin embargo, las concentraciones de (Yb)N y las relaciones de (La/Yb)N son claramente características de rocas adakitas (Figura 6b).

 

Geocronología U-Pb

Los análisis de geocronología U-Pb de los zircones y esfenas de las rocas volcánicas de la Formación Tetelcingo se presentan en la Tabla S2 del Material Suplementario. La muestra AO-03 es una andesita proveniente de la base de la sucesión estratigráfica de la Formación Tetelcingo. Las imágenes de catodoluminiscencia (CL) muestran zircones prismáticos y bipiramidales, con tamaños que van de 100 a 350 µm (Figura 7a). Algunos zircones contienen núcleos heredados de forma irregular, rodeados por un crecimiento con zoneamiento ocilatorio y otros presentan una estructura interna difusa (Figura 7a). Los análisis de zircones produjeron edades de 67.8 ± 2.5 Ma a 63.5 ± 2.4 Ma(n = 17). La edad de concordia para esta muestra es de 65.20 ± 0.36 Ma (MSWD = 0.45), mientras que la edad media ponderada es de 65.21 ± 0.97 Ma (MSWD = 0.80; Figura 8a). Por su parte, las esfenas extraídas de la misma muestra (AO-03B) generaron edades que varían de 70.1 ± 22.2 Ma a 59.6 ± 8.5 Ma, con una edad de concordia de 66.6. ± 1.1 Ma (MSWD=4.3). Un grupo coherente de 14 edades de las esfenas produjeron una edad media ponderada de 66.7 ± 2.9 Ma (MSWD = 1.4; Figura 8b). La muestra AO-04 es una dacita muestreada en la parte intermedia de la sección estratigráfica. De esta muestra se recuperaron escasos zircones y esfenas. Imágenes de CL de los zircones analizados muestran una forma bipiramidal y un tamaño que oscila entre 100 y 400 µm (Figura 7b). Los circones de la muestra AO-04 muestran un crecimiento oscilatorio y en menor medida, una estructura interna difusa. Las edades obtenidas de los zircones varían entre 67.1 ± 2.0 Ma y 64.5 ± 1.7 Ma (n = 5) con una edad de concordia de 65.26 ± 0.78 Ma (MSWD = 0.10) y, una edad media ponderada de 65.27 ± 1.9 Ma (MSWD = 1.2; Figura 8c). Los análisis de esfenas de la muestra AO-04A produjeron una edad de concordia de 64.8 ± 2.1 Ma (MSWD = 0.03) y una edad media ponderada de 64.9 ± 4.4 Ma (MSWD = 0.15; Figura 8d).

 

 

DISCUSIÓN

Estratigrafía

De acuerdo con las observaciones de campo, el emplazamiento de las lavas de la Formación Tetelcingo se generó durante dos ciclos de vulcanismo separados por depósitos sedimentarios (Figura 2). En el primer ciclo de vulcanismo a la base de la secuencia, predominan las lavas intercaladas con brechas volcánicas de composición andesítica y dacítica, con una disminución hacia la cima donde predomina un paquete en su mayoría volcano-sedimentario (Figura 2). Encima de este paquete, se depositó el segundo ciclo de vulcanismo, en donde domina una alternancia de lavas dacíticas y andesíticas. Sobre el segundo ciclo de vulcanismo, dominan los depósitos volcano-sedimentarios (Figura 2).

Nuestros datos estratigráficos en conjunto con los previamente documentados (Ortega-Gutiérrez, 1980; Martínez-Paco, 2012; Cerca et al., 2007) indican que la evolución geológica del límite Cretácico-Paleógeno en la región comprendida entre Taxco y Chilpancingo, Guerrero, sur de México, está marcada por un cambio abrupto en la estratigrafía. Este cambio está relacionado con el paso de sistemas carbonatados y clásticos profundos de las formaciones Morelos y Mezcala del Cretácico Tardío a los depósitos continentales volcano-sedimentarios de la Formación Tetelcingo.

El inicio de la acumulación de la sucesión volcano-sedimentaria de la Formación Tetelcingo comenzó con el inicio de un ciclo de vulcanismo andesítico y dacítico, seguido de un periodo de vulcanismo explosivo, erosión y sedimentación, evidenciado por abundantes brechas, tobas y conglomerados. Posteriormente, ocurrió un segundo ciclo de vulcanismo explosivo y sedimentación, que culminó con el depósito de conglomerados de caliza. Las características litológicas indican claramente un ambiente continental. La secuencia volcano-sedimentaria del área de estudio es consistentemente similar a la secuencia estudiada por Ortega-Gutiérrez (1980) y Martínez-Paco (2012) en el área de San Juan Tetelcingo. Por lo tanto, se propone que ambas secuencias son contemporáneas y tienen el mismo origen.

 

Ambiente tectónico y petrogénesis

Las rocas volcánicas de la Formación Tetelcingo presentan valores de Th, Hf y Nb similares a los documentados por Wood (1980) para arcos continentales (Figura 6d). Los altos contenidos de LILE y bajos en HFSE, altos valores de LREE y HREE, anomalías negativas de Nb y Ta; son características geoquímicas reportadas en rocas volcánicas de arco continental relacionadas a zonas de subducción (Torres et al., 1999; Moran-Zenteno et al., 2018; Valencia-Moreno et al., 2021). Los altos valores de Sr y la escasa a inexistente anomalía en Eu reflejan que la plagioclasa no estuvo involucrada en el proceso de cristalización fraccionada, mientras que las anomalías negativas de P y Ti reflejan cristalización fraccionada del apatito y esfena. Además, las rocas de la Formación Tetelcingo contienen altos valores de Sr/Y y LaN/YbN, bajos valores en YbN e Y, características típicas de rocas adakiticas que se forman en arcos (Castillo, 2012; Sun et al., 2012). Rocas intrusivas con características adakiticas han sido relacionadas con la generación de mineralización de pórfidos de Cu asociada con cuerpos plutónicos del Paleoceno del Distrito Minero de Mezcala (Meza-Figueroa et al., 2003; González-Partida et al., 2003; Figura 6a-b). Aunque nuestras rocas son contemporáneas con intrusivos del Paleoceno de Manzanillo y Michoacán (Caracciolo, 2009), difieren en sus valores de YbN y (La/Yb)N así como en sus relaciones de Gd/Yb y Sr/Y (Figura 6b-c).

 

Edad del vulcanismo y correlaciones

Los resultados de geocronología U-Pb obtenidos junto con la estratigrafía confirman que las rocas volcánicas de la Formación Tetelcingo se emplazaron durante dos ciclos de vulcanismo muy cercanos en el tiempo. El primer ciclo de vulcanismo, representado en la base de la secuencia, inició durante 66.7 ± 2.9 Ma (esfena) y 65.21 ± 0.97 Ma (zircón); la edad del segundo ciclo queda definida por las edades de 65.27 ± 1.9 Ma (zircón) y 64.9 ± 4.4 Ma (esfena) determinadas para una muestra en la parte intermedia de la sucesión estratigráfica (Figuras 2 y 8). Nuestras edades son consistentes, dentro del error, con las edades de 68.8 ± 2.4 (roca total) y 66 ± 2.3 Ma K-Ar (biotita) obtenidas por Ortega-Gutiérrez (1980); y de 64.8 ± 1.3 y 60.8 ± 6.3 Ma Ar-Ar reportadas por Cerca et al. (2007) para rocas volcánicas del área de San Juan Tetelcingo. Nuestras edades y las citadas previamente, se correlacionan con rocas volcánicas de 64.8 ± 1.3 Ma U-Pb de la Formación de Agua de Obispo al sur de Chilpancingo en el poblado de Palo Blanco (Meza-García et al., 2010). Por otro lado, el vulcanismo reportado en el área de estudio es contemporáneo con rocas plutónicas de 68.0 ± 1.0-64.0 ± 0.8 Ma Ar-Ar reportadas en el Distrito Minero de Mezcala (Meza-Figueroa et al., 2003); con magmatismo peraluminoso de 65 Ma (Granito El Salitre) registrado en el Complejo Xolapa (Sarmiento-Villagrana et al., 2022) y con los intrusivos de Tecpan, Guerrero (Ferrari et al., 2014), Manzanillo y Michoacán (Caracciolo, 2009). Todas estas edades sugieren que durante el límite Cretácico-Paleógeno (65 Ma) en el sur de México comenzó una evolución geológica continental autóctona con la acumulación de depósitos continentales de la Formación Tetelcingo pertenecientes al Grupo Balsas.

 

Contexto tectónico regional

La mayoría de los modelos tectónicos para el límite Cretácico-Paleógeno del sur de México coinciden en que su complejidad tectónica se debe a una restructuración de la dinámica de placas que dio origen a la formación del Caribe (Rogers et al., 2007; Boschman et al., 2014). De acuerdo con nuestros datos de geocronología U-Pb, el inicio de la acumulación de la Formación Tetelcingo asignada al GB en el área de Chilpancingo-Tixtla, Guerreo, ocurrió en ~65 Ma y se traslapa en el tiempo con procesos de anatexis, detachment, extensión y magmatismo que ocurrieron al sur del área estudiada (Figura 9). En este sentido, se propone que la subducción de la placa de Farallón dio origen al vulcanismo en la parte superior de la corteza (Formación Tetelcingo)(Ortega-Gutiérrez, 1980; Cerca et al., 2007; Valencia-Moreno et al., 2021) y al emplazamiento de cuerpos plutónicos mineralizados en la parte intermedia de la corteza (intrusivos del Distrito Minero de Mezcala y Tecpan; Meza-Figueroa et al., 2003; Ferrari et al., 2014). Así mismo, en la región de Tierra Colorada, dentro del Complejo Xolapa se generó el emplazamiento del granito El Salitre (Sarmiento-Villagrana et al., 2022). Subsecuentemente, en la misma región ocurrió un proceso de extensión que generó magmatismo máfico y el detachment del bloque Chortís (García-Díaz, 2004; Talavera-Mendoza et al., 2018), proceso que generó metamorfismo/migmatizacion y el principal evento de exhumación de la parte norte del Complejo Xolapa (65-55Ma) (Talavera-Mendoza et al., 2013, 2018; Sarmiento-Villagrana et al., 2022). La exhumación del Complejo Xolapa favoreció la erosión de la parte superior de la corteza (cubierta del terreno Mixteca), dando origen al depósito de los conglomerados con clastos de calizas y lutitas intercaladas con las rocas volcánicas de la Formación Tetelcingo, depositadas en cuencas extensionales asociadas a fallas de deslizamiento lateral que se desarrollaron durante la traslación del bloque Chortís hacia el este (Alaniz-Álvarez et al., 2002; Cerca, 2004). Nosotros consideramos que el emplazamiento y depósito de las rocas de la Formación Tetelcingo en el área de estudio y rocas similares más jóvenes asignadas al GB que yacen a lo largo del límite norte del Complejo Xolapa (Conglomerado Tamazulapan; Cerca et al., 2007) ocurrieron en respuesta a la subducción de la Placa Farallón, seguido de extensión relacionada al desprendimiento y migración hacia el este del bloque Chortís y subsecuente exhumación (Figura 10). Estos procesos que ocurrieron en la parte norte, en la región de estudio, fueron trasladados hacia la parte sur, donde se depositó el Conglomerado Tamazulapan conforme se fue desplazando el bloque Chortís.

 

 

CONCLUSIONES

De acuerdo con nuestros resultados, el emplazamiento de las rocas volcánicas de la Formación Tetelcingo marcó el inicio del depósito de las rocas del Grupo Balsas en el área de estudio. La geoquímica indica que el vulcanismo ocurrió en un ambiente de arco volcánico continental y le imprimió firmas adakíticas a las rocas volcánicas de la Formación Tetelcingo. Su depósito ocurrió durante dos ciclos de vulcanismo de composición dacítica y andesítica muy cercanos en tiempo. El primer ciclo inició entre 65.21 ± 0.97 Ma (zircón) y 66.7 ± 2.9 Ma (esfena) U-Pb. El segundo ciclo entre 65.27 ± 1.9 Ma (zircón) y 64.9 ± 4.4 Ma (esfena). El inicio de la acumulación de la Formación Tetelcingo durante el límite Cretácico-Paleógeno ocurrió en un contexto tectónico complejo donde estaba actuando subducción de la placa Farallón, subsecuentemente extensión y exhumación del margen continental del sur de México durante el detachment y desplazamiento del bloque Chortís hacia Centroamérica.

 

AGRADECIMIENTOS

Los datos de esta contribución formaron pate de la Tesis de Linciatura de Ortíz-Degante. Gracias a Jazmín A. López-Díaz ténico del Laboratorio de Microscopía Electrónica de Barrido y Microanálisis de Escula Superior de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Guerrero por la obtención de las imágenes de CL. Gracias a la Dra. Teresa Orozco y a un revisor anónimo por sus comentarios y revisiones a este manuscrito. También quiero agradecer a la editora en jefe la Dra. Natalia Pardo y al editor técnico J Jesús Silva Corona por dar un excelente seguimiento a este manuscrito.

 

MATERIAL SUPLEMENTARIO

Las Tablas S1 y S2 pueden descargarse en www.rmcg.unam.mx, dentro de la vista previa del resumen de este artículo.

 

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