Petrografía del CVA

Las andesitas

Las rocas andesíticas presentan matriz marrón-grisácea, con textura microlítica y algunas veces con orientación preferencial. Están constituidas por plagioclasa y piroxeno, con opacos diseminados y vidrio en menor proporción. Como minerales secundarios se observa clorita, palagonita y calcita. Además de plagioclasa con microtexturas de disolución (Figura 6a), como fenocristales exhiben ortopiroxeno y clinopiroxeno. En la andesita Petronilas los clinopiroxenos pueden tener zonación tipo reloj de arena y, a diferencia de la Andesita Casita Blanca, contiene olivino o su pseudomorfo por remplazamiento de iddingsita (Figura 6b).

Las dacitas y riolitas

En general, las lavas son inequigranulares, con matriz vítrea o microcristalina, y a menudo ostentan foliación de flujo. La Dacita Jacavaquero es rica en biotita marrón-rojiza y hornblenda, verde y marrón, con pleocroísmo fuerte y en ocasiones presenta plagioclasa con zonación oscilatoria. En la Latita Portezuelo se encuentra magnetita cúbica en abundancia y algunos fenocristales de feldespato alcalino muestran macla de enrejado y, localmente, antipertita. La riolita El Arenal puede presentar fenocristales subédricos de sanidina y granate almandino, con su hábito de dodecaedro de apariencia hexagonal (Figura 6c), o completamente amorfo y con abundantes inclusiones de biotita, apatito y monacita. Por otro lado, los fenocristales de la Riolita Los Cuervos y la Riodacita Zapatero son angulosos y les confieren una apariencia brechosa. Esta última puede exhibir, esporádicamente, ortopiroxeno con macla de baveno y zonación.

Las ignimbritas

La ignimbrita Membrillo presenta textura fluidal con pertita incipiente ocasional, plagioclasa zonada y esquirlas de vidrio, al igual que la ignimbrita Cortes. Esta última es hipocristalina con matriz eutaxítica y textura micrográfica (Figura 6d) y de fase de vapor. Presenta, fenocristales de piroxeno anédrico y alterado, localmente, con macla sencilla y olivino iddingsitizado (Figura 6e). Por su parte, la toba Palos Colorados presenta cuarzo fracturado, hornblenda cloritizada y biotita marrón pleocroica. En su vitrófiro perlítico hay piroxeno, textura granofírica incipiente y esferulitas aciculares o plumosas. Mientras que en el vidrio juvenil de la toba Hienera la textura perlítica es sutil, con cuarzo reabsorbido, sanidina euédrica y abundantes fenoclastos de plagioclasa, algunos con núcleo redondeado y zonado (Figura 6f). Finalmente, la ignimbrita Panalillo es principalmente hialina y muestra textura esferulítica y numerosas vesículas orientadas y aplanadas.

Geoquímica de las unidades volcánicas del CVA

En general, las unidades del CVA son subalcalinas (Figura 7a), ricas en potasio y se clasifican dentro de la serie calcoalcalina - calcoalcalina potásica, en el caso de las andesitas, y las demás como calcoalcalina potásica-shoshonítica (Figura 7b). Las andesitas son metaluminosas, mientras que todas las demás unidades del complejo (lavas e ignimbritas) caen dentro de las hiperaluminosas.

La Andesita Casita Blanca presenta un rango amplio de SiO2, entre 54.8 % y 61.0 %, mientras que en la Andesita Petronilas este contenido varía entre 55.5 % y 59.9 %, clasificándola más como una andesita basáltica (Figuras 7a y 8). Por su parte, las rocas ácidas, desde la Dacita Jacavaquero hasta la ignimbrita Panalillo varían composicionalmente entre dacitas y riolitas (Figura 7b). En las unidades del área norte, los valores de SiO2 varían entre 63.1 % y 73.5 % y en el sur, la ignimbrita Cortes tiene un rango de 71–76 %, en tanto que, en la zona centro, las cantidades están entre 67.1 % y 74.2 % en el Grupo Ahualulco (las más bajas pertenecen a una muestra de la base vítrea de la Riolita Los Cuervos y a un vidrio juvenil de la toba Hienera). A su vez, para el pórfido riolítico El Negro se determinaron porcentajes de sílice de 64.4 a 70.2 %, considerablemente menores a los de la riolita granatífera El Arenal (74–77 %), que se encuentra muy diferenciada con respecto a las demás riolitas (Figuras 7a y 8); sin embargo, la de mayor contenido de SiO2 es la ignimbrita Panalillo con valores entre 74 y 77.4 % (Figuras 7a y 8), alcanzando incluso 80.7 % en unos diques localizados al sur de Valle Umbroso (Tabla 1; Figura1b). Así, según el diagrama TAS (Figura 7a) la mayoría de las rocas ácidas corresponden a riolitas, independientemente del nombre de la unidad (p.ej. Dacita Jacavaquero o Latita Portezuelo).

Usualmente, en los diagramas tipo Harker del CVA se observa una tendencia bien definida, con pendientes negativas desde las andesitas hasta las riolitas, para la mayoría de los elementos mayores (Figura 8). En las rocas félsicas aumenta de forma progresiva, más no regular, el índice de diferenciación magmática al ascender estratigráficamente (Figuras 8a, 8c, 8d y 8g). Así, las muestras de la Dacita Jacavaquero exhiben menor diferenciación y valores mayores de MgO, CaO y TiO2, mientras que la ignimbrita Panalillo (la más joven) es la más diferenciada y está empobrecida en dichos óxidos con respecto a las demás (Figuras 8c, 8d y 8g). En cuanto al Fe2O3 (Figura 8b), el contenido es mayor en la Latita Portezuelo, quizás a causa de su abundancia en magnetita, consistente con la evidencia de campo. Debido a que son rocas ácidas, con el K2O se ilustra una trayectoria casi lineal con pendiente positiva, sin embargo, en las rocas intermedias estos valores permanecen, más o menos, constantes, al igual que los de Na2O y Al2O3 (Figuras 9a, 9e y 9f). Por otro lado, las andesitas ostentan una disminución regular de Fe2O3, MgO, CaO y TiO2, conforme aumenta el fraccionamiento, aunque esto no se cumple para el MgO en la andesita Petronilas (Figura 8 b, c, d y g). En el caso de los diagramas de Na2O vs. SiO2 (Figura 9e) y P2O5 vs. SiO2 (Figura 8h), el cambio de pendiente entre andesitas y unidades félsicas podría marcar el inicio de la cristalización de plagioclasa sódica y el apatito, respectivamente.

En cuanto a los elementos traza, las rocas del Grupo Ahualulco, al igual que el pórfido riolítico El Negro y la riolita granatífera El Arenal, exhiben fuertes tendencias negativas en zirconio y titanio para los HSFE y en estroncio para los LILE, y menores en niobio y bario, respectivamente (Figura 9a). A su vez, las rocas del área norte presentan empobrecimiento relativo en los HSFE con relación a los LILE, especialmente marcado en titanio, que se podría interpretar como resultado del fraccionamiento de ilmenita. Asimismo, resalta el contenido muy bajo de estroncio entre los incompatibles, salvo en la Dacita Jacavaquero (Figura 9b).

Por otro lado, los elementos de las tierras raras en las ignimbritas guardan un patrón similar, en el que hay cierto enriquecimiento relativo de LREE y una tendencia ligeramente más plana en HREE, a partir del erbio (Figura 9c). Además, exhiben una anomalía negativa en europio, la cual es significativamente mayor en la ignimbrita Panalillo (Figura 9c). En la andesita Petronilas, las tierras raras ligeras muestran una estrecha relación con las de la ignimbrita Cortes, con una tendencia decreciente, muy regular, hasta el samario y una sutil anomalía de europio, en contraste con las ignimbritas (Figura 9d).

Geocronología U-Pb

La muestra CVA-7-d es una riolita con biotita de la Riodacita Zapatero (Figura 1d). De los 30 cristales de zircón seleccionados, la mayoría (27) presentan edades del Oligoceno (29.8 Ma–33.4 Ma) con esporádicas intervenciones de edades del Eoceno (36.2 y 43.4 Ma; Figura 10a). La edad media ponderada es de 31.68 ± 0.29 Ma con un MSWD (Mean Squared Weighted Deviation) de 0.54 (Figura 10i). Los cristales analizados exhiben formas prismáticas euédricas y, en menor proporción, subédricas alargadas (Figura 11a); en ocasiones se observa zonación oscilatoria hacia el centro y las inclusiones son muy comunes. Las edades más antiguas pertenecen a los núcleos de los especímenes zonados. La mayoría de estos zircones muestran relaciones Th/U<0.5, entre los que se destacan los del Eoceno, siendo 0.08 el valor más bajo y correspondiente al zircón más antiguo de la muestra (Figura 10b).

Por otro lado, la riolita CVA-7-b corresponde a una muestra de la Riolita Los Cuervos (Tabla 2). Los zircones encontrados presentan mayor dispersión de edades comparados con la Riodacita Zapatero, no obstante, los 32 granos seleccionados pertenecen al Oligoceno, entre 29.5 y 33.1 Ma (Figura 10c), con edad media ponderada de 30.83 ± 0.25 Ma y MSWD= 0.47 (Figura 10j). Se caracteriza por presentar cristales euédricos prismáticos y principalmente alargados, pero algunos son cortos o subédricos (Figura 11b); existen también unos con zonación moderada. Casi la mitad de los zircones tienen proporciones Th/U>0.5, pero el zircón más joven exhibe la menor relación, es decir 0.05 (Figura 10d).

De la muestra CVA-4-u (Tabla 2), perteneciente a la riolita porfirítica El Negro, se analizaron 35 puntos, entre núcleos y bordes, de los cuales fueron seleccionados 20 para el cálculo de la edad. Los cristales son principalmente alargados subédricos y euédricos, y prismáticos cortos. Además, con frecuencia presentan zonación oscilatoria o sectorial subordinada y algunas inclusiones (Figura 11c). La mayoría de estos análisis (10) muestran relaciones Th/U entre 0.4 y 0.5, en otros cinco son >0.5 y los cinco restantes, varían entre 0.2–0.4 (Figura 10f). El zircón más joven, de 29.2 Ma, pertenece al primer grupo, mientras el más antiguo, de 33.9 Ma, corresponde al segundo (Figura 10e). La edad media ponderada es de 31.11 ± 0.41 Ma con MSWD de 0.14 (Figura 10k).

La muestra restante, denominada CVA-5-t es de la riolita granatífera El Arenal (Figura 1d). Está conformada por cristales prismáticos alargados, normales y cortos, la mayoría euédricos y escasos anédricos subredondeados. Gran parte de ellos exhiben zonación magmática (Figura 11d). El análisis de los 27 zircones seleccionados reporta edades del Oligoceno, entre 29.4 y 34 Ma (Figura 10e), con edad media ponderada de 31.36 ± 0.27 Ma (MSWD=1.06; Figura 10l) y relaciones Th/U <0.5, a excepción de cuatro que exceden este valor (Figura 10f).

DISCUSIÓN

Algunos aspectos sobre los resultados de campo

En primer lugar, la etapa de campo realizada para este trabajo refleja algunos cambios notables en la cartografía preexistente: 1) existe más de una unidad de andesita; 2) algunos de los afloramientos mapeados como ignimbrita Panalillo, corresponden en realidad a la ignimbrita Cortes (propuesta informalmente aquí). Por lo demás, las cartas realizadas y actualizadas en los trabajos de Labarthe-Hernández et al. (1995) y Quirino-Sánchez (2016), principalmente, son muy fieles a la evidencia de campo. Aun así, cabe resaltar que existe una distribución en la que las rocas félsicas más antiguas se concentran en el área norte del CVA (Figura 1c), mientras que una secuencia más compleja, en donde aflora el Grupo Ahualulco, se restringe a la zona centro (Figura 1d). Asociadas a este conjunto de rocas se encuentran el pórfido riolítico El Negro y la riolita granatífera El Arenal, con las cuales comparte el contenido de granate. Finalmente, en la zona sur las rocas volcánicas son principalmente de Latita Portezuelo con menores afloramientos de la ignimbrita Cortes y la andesita Petronilas (Figura 1b). Además, se observa un notorio hiato entre el emplazamiento de la ignimbrita Cortes y la ignimbrita Panalillo (Figura 2). Las relaciones estratigráficas junto con las edades isotópicas (Tristán-González et al., 2009a; González-Naranjo et al., 2012; Tabla 2), soportan este enunciado.

Las ignimbritas Cortes y Panalillo en el CVA

Los afloramientos de la ignimbrita Panalillo se encuentran como mesetas distribuidas en diferentes localidades del CVSLP, como en los grábenes de Bledos, Villa de Reyes y Santo Domingo (Tristán-González et al., 2008, fig.1; Tristán-González et al., 2009a; González-Naranjo et al., 2012; Del Pilar-Martínez et al., 2020; Del Pilar-Martínez et al., 2021), en algunas de las cuales están asociadas a diques piroclásticos (Aguirre-Díaz y Labarthe-Hernández, 2003; Torres-Hernández et al., 2006; Aguirre-Díaz et al., 2008). En el caso del CVA, dichas mesetas se concentran en el oriente y en el sur (Figura 1b), donde inicialmente todas ellas eran interpretadas como una misma unidad. Sin embargo, existen criterios fuertes para considerar a las que afloran al SW como una unidad distinta a la ignimbrita Panalillo (Oip), definida aquí como ignimbrita Cortes (Oic) y que difiere de aquella con base en estos criterios: 1) la cantidad de cristales es significativamente mayor en Oic (15–40 %); 2) contiene olivino (o su pseudomorfo); 3) en sección delgada exhibe textura micrográfica, ausente en Oip (Figura 6c); 4) Oip es más silícica y, por lo tanto, más evolucionada que Oic (Figura 7). En general, hay variación composicional de elementos mayores entre ambas (Figuras 7 y 8); 5) La anomalía negativa de europio es mucho más pronunciada en Oip (Figura 9c); 6) tienen una afinidad geoquímica diferente dado que están en campos opuestos en el diagrama de Rb/Sr vs. Th/Nb. Mientras que Oic presenta valores muy bajos de Rb/Sr (≤2), indicando menor cristalización fraccionada, y correlación positiva de los elementos incompatibles Nb y Th (alcanzando valores de Th/Nb cercanos a 3), Oip muestra altos grados de diferenciación (Rb/Sr >5) por el fraccionamiento intenso de plagioclasa y bajas relaciones Th/Nb (<1; Figura 12a); 7) la edad isotópica reportada para Oic es 31.28 ± 0.2 Ma (González-Naranjo et al., 2012), mientras que para Oip, en el CVA, oscilan entre 25.4 y 27 Ma (Labarthe-Hernández et al., 1982; Idier, 2003; Tristán-González et al., 2009a). A propósito del último criterio, para la datación Ar-Ar de 31.28 ± 0.02 Ma, González-Naranjo et al. (2012) realizaron el muestreo y los análisis bajo el supuesto de que se trataba de la ignimbrita Panalillo, lo que también ocurrió en algunas localidades (en donde los afloramientos exhiben casi exclusivamente la “facies” esferulítica), durante las fases iniciales del presente trabajo. Dado lo anterior y la extensión de la ignimbrita Panalillo, queda abierta la posibilidad de que exista más de un caso similar al del CVA, en el cual se confundía a Oip con otra unidad más antigua, en otros complejos del CVSLP.

Petrogénesis del CVA

Las rocas volcánicas de Ahualulco, según su geoquímica, se clasifican dentro de las series de alto potasio, entre calcoalcalinas y shoshoníticas. Los diagramas tipo Harker muestran una separación clara entre andesitas y riolitas, sin embargo, las tendencias casi lineales de los elementos mayores (más evidentes en las unidades félsicas), denotan una evolución progresiva desde la Andesita Casita Blanca hasta la ignimbrita Panalillo (Figura 8). Posiblemente, estas trayectorias tan definidas y sin desviaciones indiquen una evolución magmática ligada a procesos de cristalización fraccionada sin contaminación cortical significativa.

Las muestras de las unidades más antiguas, concentradas en la zona norte, exhiben una tendencia muy diferente a las demás rocas en el diagrama La vs. La/Yb, sugiriendo que la fusión parcial desempeñó un papel importante en su origen (Figura 12b). No obstante, estas firmas con alto contenido de La con respecto al Yb se interpretan como fraccionamiento de granate residual (ausente en estas rocas) a partir de fundido derivado del manto en condiciones de alta presión (Mori et al., 2012). Además, las rocas de la Dacita Jacavaquero presentan altos valores de Sr (>400 ppm) y bajos de Y (18 ppm) e Yb (1.9 ppm), características atribuidas por algunos autores a fusión parcial de rocas de la base de la corteza continental o el manto litosférico, donde es estable el granate (p.ej., Martin, 1999; Wyllie et al., 1989; Richards y Kerrich, 2007). A su vez, para las rocas del centro se observa mayor enriquecimiento en K (Figuras 7a y 8f) y alto contraste en el grado de diferenciación de las rocas del Grupo Ahualulco y la riolítica granatífera El Arenal. Mientras el diagrama de Th/Nb vs. Rb/Sr describe una correlación positiva con valores muy cercanos entre la Riodacita Zapatero y la Riolita Los Cuervos, ya que tienen un grado de diferenciación similar, la riolita granatífera El Arenal exhibe valores altos de Th/Nb y Rb/Sr (Figura 12a). Esto último, indica que las rocas de Ora tienen alto fraccionamiento de plagioclasa y están más diferenciadas que las lavas del Grupo Ahualulco. Si bien, este comportamiento se evidencia también en la mineralogía y los diagramas tipo Harker y multielemental (Figuras 8 y 9a), no se puede establecer una relación coherente entre la evolución y la estratigrafía, ya que Orc es más joven que Ora. Por otro lado, en el diagrama La vs. La/Yb las muestras del Grupo Ahualulco, la riolita granatífera El Arenal y el pórfido riolítico El Negro, registran fusión parcial como proceso principal con cristalización fraccionada subordinada; aunque el incremento en la relación La/Yb se puede atribuir también al fraccionamiento de granate (presente en todo el conjunto), por la compatibilidad de HREE en esta fase (Castillo et al., 1999; Mori et al., 2012). En contraste, en el diagrama de discriminación de Pearce (1983) predomina la cristalización fraccionada (Figuras 12b y 12c). Además, en ambos diagramas las rocas de Ora y Oprn ilustran tendencias aproximadamente paralelas, lo que podría sugerir un fraccionamiento inicial de plagioclasa (fenocristales <20 mm en Oprn), seguido de cristalización de Ora y finalizando con el pórfido. Esto explicaría la alta diferenciación en Ora, sus anomalías negativas marcadas en Sr, su firma de cristalización fraccionada más intensa que la de Oprn y el carácter menos evolucionado de ésta última (Figuras 7, 9a, 12), pero se requiere investigación más profunda para confirmarlo.

Con respecto a la zona sur, la coexistencia de andesitas basálticas e ignimbritas riolíticas contemporáneas plantea una de las incógnitas petrogenéticas del CVA. Como ya se mencionó, las rocas de la ignimbrita Cortes, de 31.28 ± 0.02 Ma, yacen sobre la andesita Petronilas de 31.2 ± 0.7 (Figuras 2, 3b; Tabla 2) dejando una laguna composicional bastante notoria entre ellas, que para el SiO2 está entre 56.57 % (si se consideran solo las muestras del sur; Tabla 1) y 71.01 % (Figuras 7a y 8). No obstante, tanto la andesita Petronilas, como la ignimbrita Cortes comparten texturas de desequilibrio y olivino iddingsitizado (Figuras 6b y 6e), las relaciones Nb/Th cercanas a 1, al igual que muestran comportamientos similares de REE, con sutil enriquecimiento de LREE (Figura 9d), pero el fraccionamiento de plagioclasa es mayor en la ignimbrita. A pesar de que estas últimas características podrían sugerir una fuente común, parece improbable que la unidad félsica se haya originado por cristalización fraccionada de la andesita Petronilas en un tiempo tan restringido, por lo que no se excluye la posibilidad de que representen un magmatismo bimodal “atípico”, ya que no son miembros composicionales extremos como riolita-basalto (Rapela et al., 1988; Ngounouno et al., 2000) o granito-gabro (p.ej., Meade et al, 2014; Zeng et al., 2018). El magmatismo bimodal, también llamado Daly-Bunsen gap, se ha encontrado en diferentes ambientes tectónicos y con rangos de hiatos composicionales muy variados (p.ej., Mazhari et al., 2009; Dufek y Bachmann, 2010; Liu et al., 2014; Meade et al, 2014). Casos como el del CVA, de rocas intermedias y félsicas se ha reportado en otros trabajos a nivel mundial (p.ej., Richards y Kerrich, 2007; Liu et al., 2020) y en la MC (p.ej., Sieck et al., 2019), incluyendo uno del CVSLP: el representado por la ignimbrita Panalillo (26.8 Ma) y las andesitas del basalto La Placa (27.2 Ma; Rodríguez-Ríos y Torres-Aguilera, 2009). Otros eventos de volcanismo bimodal se han estudiado en el CVSLP, como el caso del basalto Cabras y la riolita Cerro Reyna en el complejo volcánico Sierra San Miguelito (Tristán-González et al., 2009a). En dichos casos, se han propuesto como procesos petrogenéticos la fusión parcial de manto superior y corteza inferior y la cristalización fraccionada, con algo de mezcla de magmas (Rodríguez-Ríos y Torres-Aguilera, 2009; Tristán-González et al., 2009a; Aguillón-Robles et al., 2014). Sin embargo, el origen de estas asociaciones bimodales ha sido muy debatido a nivel global y aunque se han propuesto diversas explicaciones, sigue siendo un tema de discusión en la actualidad (p.ej., Meade et al., 2014).

En el CVA, como se observa en el diagrama La vs. La/Yb (Figura 12b), la cristalización fraccionada parece ser el principal proceso de diferenciación en las rocas de la zona sur y se evidencia continuidad desde las muestras de la Andesita Casita Blanca, pasando por la Latita Portezuelo, la ignimbrita Cortes y finalmente la ignimbrita Panalillo (Figuras 8, 9c y13c). En contraste, la andesita Petronilas podría explicarse mediante la inyección de magma más máfico, quizás proveniente del manto superior dada la presencia de fayalita (Sieck et al., 2021), que reacciona con el fundido preexistente, aumentando la temperatura y generando texturas de disolución en fenocristales de plagioclasa (Figura 6a; Tsuchiyama, 1985; Renjith, 2014; Jamshidibadr et al., 2020). Pese a todo lo anterior, se requieren más estudios para conocer la (s) fuente (s) y los procesos que originaron este fenómeno y así confirmar o desmentir la existencia del magmatismo bimodal.

Debido a que las rocas pasan de un carácter calcoalcalino a uno calcoalcalino potásico, hasta finalizar en una serie alcalina (Figuras 7 y 8f), se podría interpretar que el CVA registra localmente, la finalización del efecto de la subducción y su transición hasta un ambiente intraplaca (Figura 12c), en una configuración tectónica extensiva. En este caso, las anomalías negativas de Nb y Ta representarían la firma heredada del proceso de subducción (Aguillón-Robles et al., 2014; Sieck et al., 2021; Figura 9b), que se observa también en la vertical del diagrama de discriminación de Pearce (1983), siendo más evidente en las andesitas, donde la mayor afinidad pertenece a las rocas más antiguas de Ecb (Figura 12c). Sin embargo, la tendencia principal de las muestras oligocénicas en este último diagrama señala un enriquecimiento hacia un ambiente intraplaca.

Finalmente, el empobrecimiento moderado de HREE y la alta relación La/Yb puede indicar que la cristalización de anfíbol o granate despeñó un papel sobresaliente durante la diferenciación magmática (Mori et al., 2012; Cano et al., 2022). Mientras que las anomalías negativas de Nb, Ta, Ba, Sr y Eu (Figura 9) apoyan la hipótesis de la cristalización fraccionada de un magma mantélico o la fusión parcial de corteza inferior (Sieck et al., 2021). Los xenolitos de anfibolita y granulita con granate, encontrados en el pórfido riolítico El Negro (Figura 4e), podrían reforzar la idea de la corteza inferior como una de las fuentes del magma (Schaaf et al., 1994).

Las nuevas edades U-Pb

Las edades obtenidas para las unidades de la base (Riodacita Zapatero) y la cima (Riolita Los Cuervos) del Grupo Ahualulco, permiten restringir el periodo del magmatismo que dio origen a las rocas de la zona centro, entre el Eoceno medio y el Oligoceno tardío, y posicionar estratigráficamente a la riolita granatífera El Arenal (de 31.36 ± 0.27 Ma; Figuras 10g y 10l).

Por un lado, la morfología prismática, euédrica-subédrica y zonada de los zircones de las unidades datadas (Figura 11), así como las poblaciones de éstos con relaciones Th/U ≥ 0.5 (Figuras 10b, 10d, 10f, 10h y 14), indican que se trata de zircones magmáticos (Hoskin y Schaltegger, 2003). Por otra parte, Rubatto (2002) menciona valores de Th/U de 0.18–0.47, normales para núcleos magmáticos en zircones de migmatitas con granate. La mayor parte de los zircones de la unidad Ora caen en este rango, al igual que las poblaciones restantes de las otras dos unidades. Las cuatro unidades datadas también contienen granate, pero su presencia no explicaría el empobrecimiento relativo en los cristales con proporciones Th/U excepcionalmente bajos para ser magmáticos, debido a que el Th es incompatible en esta fase (Rubatto y Hermann, 2007). No obstante, se le podría atribuir al crecimiento de monacita con el zircón, que se ha observado en las muestras del pórfido riolítico El Negro (p.ej., Pineda et al., 2022).

De esta forma, se tiene que la cristalización de las unidades del Grupo Ahualulco ocurrió entre 31.68 ± 0.29 Ma y 30.83 ± 0.25 Ma. Además, se podría sugerir que todo este conjunto de rocas se formó en el mismo reservorio dadas las características mineralógicas que comparten, especialmente la presencia del granate.

Emplazamiento del complejo volcánico de Ahualulco

La historia volcánica en la región de Ahualulco comienza en el Eoceno (Figura 13-T1), después del depósito de los sedimentos continentales de la Formación Cenicera, con la emisión de las lavas andesíticas calcoalcalinas de ~45 Ma, conocidas como Andesita Casita Blanca (Figura 12c). Después de esto, el vulcanismo cesa localmente por un lapso de casi 15 Ma, para dar lugar a unidades más evolucionadas y enriquecidas en K, que constituyen domos de la Dacita Jacavaquero (31.6 Ma) y la Latita Portezuelo (31 Ma), además de una menor representación de rocas piroclásticas con la ignimbrita Membrillo (32 Ma). Los flujos de lava dacítica-riolítica de la Latita Portezuelo cubrieron grandes extensiones en los valles recién formados, alcanzando espesores de hasta 400 m. Estas erupciones de magmas más evolucionados pudieran responder a procesos de AFC (p.ej., Aguillón-Robles et al., 2009). Durante el Oligoceno, y relacionado con el evento de Cuencas y Sierras en la MC, se desarrollaron fallas normales con rumbo NW-SE y dextrales orientadas NE, que conformaron grábenes y semigrábenes, o estructuras pull-apart con un patrón en-echelón (p.ej., Aguirre-Díaz et al., 2008; Tristán-González et al., 2008; Tristán-González et al., 2009b). Se cree que dichas estructuras sirvieron como conducto de las lavas que dieron lugar a los domos de la Dacita Jacavaquero y la Latita Portezuelo (Tristán-González et al., 2008; Tristán-González et al., 2009a; Almaguer-Ramírez, 2014; Quirino-Sánchez, 2016).

El vulcanismo fisural continuó con composiciones más evolucionadas, y más ricas en K, con el emplazamiento de la ignimbrita Cortes, hace aproximadamente 31.2 Ma, coetáneo con el resurgimiento local de las lavas andesíticas, representado por la andesita Petronilas, en el centro y sur del CVA (Figura 13-T2). La presencia de estas erupciones félsicas e intermedias, que se traslapan en espacio y tiempo, pudiera estar relacionada con una etapa bimodal por cristalización fraccionada de antiguas cámaras magmáticas heterogéneas. Mientras tanto, en la zona centro se generaba la unidad base del Grupo Ahualulco, una lava porfirítica con foliación de flujo denominada Riodacita Zapatero (31.6 Ma), y se emplazaron diques félsicos con orientación NW-SE de la riolita granatífera El Arenal (31.3 Ma), que podría hacer parte de un domo endógeno, al igual que un cuerpo subvolcánico con abundantes xenolitos de corteza inferior y granate (Oprn de 31.1 Ma), que produjo alteración hidrotermal exuberante en la zona. A la etapa media del Grupo Ahualulco, sucedió una fase explosiva identificada por las ignimbritas, no soldadas, toba Palos Colorados y toba Hienera. Dicha fase se manifestó con brechas líticas extensas en ambas unidades, con clastos líticos de granito (que no aflora en la zona; Figuras 5a y 5b) y abundantes líticos del basamento sedimentario marino, junto con otras características litoestratigráficas resumidas en la Tabla 3, las cuales sugieren erupciones explosivas de estructuras más complejas, que a su vez generaron depresiones o cuencas locales similar a lo identificado en calderas de colapso. A continuación, se formaron las autobrechas, bases vítreas y lavas de la Riolita Los Cuervos (30.8 Ma), que corresponde a la unidad más joven, tanto del Grupo Ahualulco como del CVA. Las rocas riolíticas con xenolitos o granate pudieran indicar un origen por cristalización fraccionada en corteza inferior, dando lugar a enriquecimiento de cámaras magmáticas más someras que ocasionaron las erupciones explosivas. A finales del Oligoceno, ocurrió un evento de vulcanismo fisural regional, que dio origen a la unidad más diferenciada en el área de Ahualulco, denominada ignimbrita Panalillo, la cual es observable en múltiples complejos del CVSLP.

CONCLUSIONES

El enriquecimiento en potasio de las rocas del CVA, desde la serie calcoalcalina hasta la shoshonítica, pudiera marcar una etapa de transición entre la fase final del vulcanismo de arco continental y la fase extensiva de la región intraplaca, evidenciado por las firmas geoquímicas y el ensamble mineralógico, así como la presencia de los granates y su posible origen de corteza inferior. Además, los diagramas tipo Harker sugieren diferenciación magmática por procesos de cristalización fraccionada.

Se infiere que el emplazamiento de las rocas volcánicas basales fue de tipo fisural, mientras que los productos piroclásticos posiblemente utilizaron estructuras volcánicas más complejas, en las que ocurrieron erupciones explosivas con formación de brechas extensas, hidrovolcanismo, corrientes piroclásticas de densidad y secuencias volcaniclásticas intercaladas; hacia la parte sumital las lavas se emplazaron a partir de domos.

Se definieron dos unidades nuevas en la secuencia del CVA: la ignimbrita Cortes y la andesita Petronilas. Esta última evidencia la existencia de, al menos, dos andesitas de edades muy diferentes. Sin embargo, no se descarta la posibilidad de que se hayan presentado más flujos de lava andesíticos durante el Oligoceno.

La andesita Petronilas y la ignimbrita Cortes son unidades coetáneas y, constituyen posiblemente un magmatismo bimodal evidenciado por las relaciones de campo, la presencia de olivino en ambas y el comportamiento de los elementos traza (que sigue trayectorias similares en ambas unidades).

Se obtuvieron nuevas edades de cristalización para las unidades riolíticas, que contienen granate, del CVA: 31.68 Ma, para la Riodacita Zapatero, 31.36 Ma para la riolita granatífera El Arenal, 31.11 Ma, para el pórfido riolítico El Negro y 30.83 Ma, para la Riolita Los Cuervos.

Los diagramas de discriminación geoquímica y tectónica exhiben tendencias paralelas las rocas de la riolita granatífera El Arenal y el pórfido riolítico El Negro, que analógicamente se observa en campo, en la disposición de los diques orientados NW-SE, tal vez sugiriendo una estrecha relación en la génesis y emplazamiento de las dos unidades como domos.