Petrología del magmatismo hipabisal periférico de la Sierra de San Carlos, Tamaulipas

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Luis Alejandro Elizondo Pacheco*, Juan Alonso Ramírez Fernández*

CIENCIA UANL / AÑO 20, No. 85, julio-septiembre 2017

Resumen

El complejo hipabisal periférico de la Sierra de San Carlos está constituido por cuerpos subvolcánicos con una orientación principal NO-SE, emplazados en rocas sedimentarias del Cretácico Superior en la parte occidental de esta sierra. Presenta una diversa gama de rocas (pórfidos gabróicos, monzogabróicos, monzodioríticos, sieníticos, de sienita nefelínica y monchiquitas) afectadas parcialmente por una alteración hidrotermal de clorita + sericita + calcita + epidota y cancrinita. La geoquímica de elementos mayores y trazas nos indica diferentes concentraciones de elementos litófilos debido a la fusión parcial en diferentes regiones del manto. De acuerdo a varias herramientas geoquímicas de discriminación, este magmatismo fue generado en un ambiente tectónico de intraplaca.

Palabras clave: Sierra de San Carlos, hipabisal, dique, sill, intraplaca.

Abstract

The peripheral hypabyssmal complex of the Sierra de San Carlos is built up of subvolcanic bodies in the main directions NW-SE, overlying on sedimentary rocks from Late Cretaceous in the western part of the sierra. It presents a diverse range of rocks (porphyritic gabbros, monzogabbros, monzodiorites, syenites, nepheline syenites and monchiquites) that have been partially afected by a hydrothermal alteration of chlorite + sericite + calcite + epidote and cancrinite. The geochemistry of major and trace elements, shows different concentrations of lithophile elements due to the partial fusion in the mantle’s different regions. According to several geochemical discrimination tools, this magmatism was generated in a tectonic intraplate environment.

Keywords: Sierra de San Carlos, hypabyssmal, dock, sill, intraplate.

A lo largo del tiempo geológico, procesos como la fusión parcial de rocas mantélicas y corticales, así como los procesos de evolución por cristalización fraccionada, asimilación o mezcla de magmas, han sido los causantes de la generación de rocas ígneas en diversos ambientes tectónicos (por ejemplo, dorsales centro-oceánicas, zonas de subducción, zonas de intraplaca continental, orógenos de colisión). El estudio de estas rocas requiere integrar información de campo, petrográfica, geoquímica y geocronológica, con el propósito de establecer un modelo petrológico consistente. Estos tipos de modelos son fundamentales para comprender el rompecabezas geológico del planeta Tierra.

Cuerpos hipabisales: una breve revisión

Este término ha sido aplicado a estructuras subvolcánicas emplazadas por inyección de magma generalmente a profundidades menores a 3 km (Sen, 2014). Dentro de esta categoría se pueden encontrar diques anulares, cónicos o radiales, sills (o diquestratos), apófisis y venas (Winter, 2001; Raymond, 2002). Comúnmente presentan dimensiones que van desde una escala milimétrica hasta unos cuantos metros, existiendo casos donde han sido trazados a lo largo de kilómetros (Philpotts y Ague, 2009).

Los diques son cuerpos delgados, tabulares y discordantes que cortan la estratificación, sistemas de fracturas u otro tipo de estructura preexistente, pudiendo ocurrir de manera aislada o como enjambres radiales a un cuerpo central (por ejemplo, un plutón o un edificio volcánico). Los sills, por el contrario, son concordantes y se encuentran emplazados acorde a la foliación o estratificación en rocas no plegadas (Blatt y Tracy, 1995).

La variabilidad de texturas y tamaño de grano depende de su composición, espesor y velocidad de enfriamiento. Usualmente, las rocas hipabisales muestran texturas porfiríticas, aunque en ocasiones se pueden tener cristales alineados en los bordes a causa del flujo de magma paralelo al contacto con la roca encajonante (Philpotts y Ague, 2009).

Figura 1. (a) Distribución de las diferentes provincias magmáticas de México incluyendo las localidades que conforman la Provincia Alcalina Oriental Mexicana. LC: La Cueva, CCM: Cinturón Candela-Monclova, SP: Sierra de Picachos, SSCC: Sierra de San Carlos-Cruillas, ST: Sierra de Tamaulipas, PT: Planicie de Tampico, SO: Sierra de Otontepec, PS: Palma Sola, LT: San Andrés de Los Tuxtlas. Modificado de Viera-Décida (2006). (b) Mapa geológico del área de San Carlos, Tamaulipas. Tomado de Rodríguez-Saavedra (2003). (c) Mapa geológico del área de estudio mostrando la distribución de los diques y sills en la parte occidental de la Sierra de San Carlos (recuadro rojo en b). Modificado de la carta geológico-minera San Lázaro G14-C69 del Servicio Geológico Mexicano (2001).

Otra característica fundamental es que pueden desarrollar bordes de grano fino llamados márgenes de enfriamiento (chilled margins), en virtud del contraste térmico que existe entre el magma y la roca adyacente.

Sierra de San Carlos, Tamaulipas

La Sierra de San Carlos es un complejo de plutones alineados NNO-SSE localizados en la parte occidental del complejo magmático Sierra de San Carlos-Cruillas, dentro de la Provincia Alcalina Oriental Mexicana (Demant y Robin, 1975), en el estado de Tamaulipas, México (figura 1a). Los plutones que conforman esta sierra fueron emplazados en rocas sedimentarias del Cretácico Inferior y Superior durante el Cenozoico.

Litológicamente, puede ser dividida en tres sectores principales: (a) el norte, donde afloran monzodioritas; (b) el central, constituido por sienitas nefelínicas y de feldespato alcalino, y (c) el sur constituido por rocas gabróicas (Nick, 1988; figura 1b). De acuerdo a los datos geocronológicos que se tienen hasta la fecha (Bloomfield y Cepeda-Dávila, 1973; Viera-Décida, 2006), se sabe que el emplazamiento de estos plutones inició hace 43.8 ± 1.3 Ma y pudo haber culminado hace 27 Ma. Aunado a esto, se destaca la presencia de un flujo basáltico con xenolitos del manto (Treviño-Cazares et al., 2005) en la parte este de la sierra, así como numerosos diques y sills ordenados radialmente a los plutones antes mencionados (figuras 1b-c).

Las estructuras hipabisales están emplazadas principalmente en lutitas de la Formación Méndez, con orientaciones dominantes NO-SE, O-E y SO-NE y se concentran en un área de ~235 km2 cerca de las comunidades de San Lázaro, Guadalupe y Boca de Álamos. También es posible encontrarlas, aunque en menor medida, cerca del borde de la sierra, cortando rocas pertenecientes a las formaciones San Felipe y Agua Nueva.

Se ha propuesto (Viera-Décida, 2006) que la Sierra de San Carlos se desarrolló en un proceso magmático en dos etapas. En la inicial hubo participación de una componente de subducción que metasomatizó la placa subcontinental y cuyos productos están representados en los sectores norte y sur (monzodioritas y gabros), seguida por rocas generadas en un ambiente de intraplaca (sienitas nefelínicas y alcalinas y basaltos).

Esto se debe a que, en primer lugar, se tenía actividad magmática producto de la subducción de la Placa Farallón bajo Norteamérica, después de la migración del arco desde su posición original en la Sierra Madre Occidental hacia el este de México. Después, a medida que éste regresaba hacia el Oeste, permitió el ascenso de material astenosférico enriquecido, formando así los plutones con firma de intraplaca (Viera-Décida, 2006).

Los trabajos realizados anteriormente en el área se han enfocado en los cuerpos magmáticos centrales, generando de esta manera, información geoquímica y geocronológica (Nick, 1988; Bloomfield y Cepeda-Dá- vila, 1973; Viera-Décida, 2006; Watson, 1937; Rodríguez-Saavedra, 2003). Por otro lado, la información disponible para las rocas subvolcánicas es escasa, contando sólo con reportes petrográficos donde algunos diques y sills son clasificados como pórfidos dioríticos y gabróicos (Rodríguez-Saavedra, 2003).

Es clara la falta de información sobre la porción periférica de la Sierra de San Carlos. Es por eso que el presente trabajo pretende ser un aporte que contribuya a una mayor comprensión del magmatismo en la zona.

Dentro de los aportes principales, destacan la clasificación petrográfica de las rocas que componen el complejo hipabisal periférico, la distinción del ambiente tectónico donde estos magmas fueron generados, así como información adicional que abre las puertas a la realización de nuevos trabajos que ampliarían de manera considerable el panorama geológico que se tiene actualmente.

Metodología

Se realizaron muestreos en la zona usando como referencia la Carta Geológico-Minera San Lázaro G14-C69 del Servicio Geológico Mexicano con escala 1:50,000 (Servicio Geológico Mexicano, 2001). Las muestras recolectadas fueron utilizadas para la preparación de láminas delgadas y análisis geoquímicos. En el primer caso, se siguieron los procedimientos establecidos por el laboratorio de preparación de la Facultad Ciencias de la Tierra, UANL. El análisis petrográfico fue realizado con un microscopio Leica DM750P mediante luz transmitida y las fotografías fueron tomadas con una cámara Leica DFC295 utilizando el software Leica Application Suite (LAS).

Por otra parte, el análisis geoquímico fue efectuado por el método “4LithoRes” en los laboratorios Actlabs (Ancanster, Canadá). Los elementos mayores fueron analizados por espectrometría de emisión óptica con plasma acoplado inductivamente (ICP-OES) en un sistema Thermo Jarrell-Ash ENVIRO II, con una precisión analítica <2%. Los elementos traza fueron determinados por espectrometría de masas con plasma acoplado inductivamente (ICP-MS) en un sistema Perkin-Elmer SCIEX ELAN 6000, con una precisión entre 5 y 12%.

Resultados

Características macroscópicas

Los diques presentan espesores que van desde ~30 cm hasta ~2 m y exhiben estructuras de capas de cebolla (figuras 2a-b). A lo largo de los bordes se presentan márgenes de enfriamiento, los cuales tienen un grosor promedio de ~20 cm y un contraste granulométrico con respecto a la parte central. Por otra parte, se observó en la roca encajonante una mayor competencia a la erosión en la porción inmediata al cuerpo hipabisal. Esta condición podría estar relacionada al metamorfismo de contacto generado durante el emplazamiento de este cuerpo (figura 2b).

Los diques muestran diversas tonalidades a largo de toda el área de estudio: (a) oscuras en el caso de pórfidos gabróicos, monzogabróicos y monzodioríticos, así como en monchiquitas; (b) grisáceas en algunos pórfidos monzodioríticos y monzoníticos; (c) verdosas para pórfidos de sienita nefelínica (tingüaitas) y (d) blancas para pórfidos sieníticos. Muestran texturas porfiríticas muy marcadas, donde los fenocristales más comunes son clinopiroxenos, anfíboles y feldespatos. Las formas van de anhedrales a euhedrales y normalmente rondan la escala milimétrica, pudiendo llegar hasta ~2 cm de largo (figura 2c).

Los sills ocurren de forma limitada en comparación a los diques, poseen tonalidades oscuras, alcanzan espesores de ~6 m, carecen de márgenes de enfriamiento y únicamente fueron reconocidos pórfidos gabróicos, monzogabróicos y monzodioríticos (figura 2d). Tienen texturas porfiríticas comúnmente representadas por fenocristales euhedrales y subhedrales de clinopiroxeno y plagioclasa (~1 cm) dispuestos en una matriz de grano más grueso que los diques. Esto debido al enfriamiento más lento que experimentaron al tener mayores espesores que los diques.

Un aspecto muy importante que resaltar es el reconocimiento de diferentes generaciones de diques y sills a lo largo del área de estudio. Esto evidenciado por la intrusión de diques en estructuras hipabisales preexistentes.

Figura 2. Características generales macroscópicas de los diques y sills que componen al complejo hipabisal periférico de la Sierra de San Carlos. (a) Dique diorítico con textura de capas de cebolla. (b) Margen de enfriamiento de ~20 cm de espesor en un dique monzodiorítico. (c) Fenocristales de sanidino de ~2 cm de largo en un pórfido de sienita nefelínica. (d) Sill monzogabróico emplazado en lutitas de la Formación Méndez.

Variedades litológicas

El complejo magmático hipabisal periférico de la Sierra de San Carlos cuenta con una amplia gama de litologías dispuestas de manera radial con respecto a los cuerpos plutónicos centrales de la sierra. Dentro de este catálogo de rocas, es posible encontrar pórfidos gabróicos, monzogabróicos, monzodioríticos, monzoníticos, sieníticos, de sienita nefelínica y monchiquitas (figura 3).

Al ser un grupo tan diverso litológicamente, es claro que se tengan arreglos mineralógicos contrastantes. Por un lado se tienen rocas con una mineralogía simple (pórfidos gabróicos y monzodioríticos) donde minerales como la plagioclasa, olivino, clinopiroxeno y anfíbol juegan un papel muy importante (figuras 3a-b). En cambio, existen rocas con mineralogías que pueden considerarse exóticas debido a su rara ocurrencia. Un ejemplo de esto son las monchiquitas, rocas que se caracterizan por tener fenocristales de anfíbol y clinopiroxeno de ~4 mm, feldespatoides, así como una clara ausencia de cristales de feldespato (figura 3c). Otro ejemplo de esto son los pórfidos de sienita nefelínica, rocas ricas en cristales de feldespato alcalino (sanidino), augita aegirínica y feldespatoides como nefelina y sodalita (figura 3d).

Los tipos de texturas en este conjunto de rocas varían entre porfiríticas, porfiríticas con arreglos fluidales y glomeroporfiríticas. Los tamaños de grano son muy variados, siendo comúnmente de grano fino a grano medio. Esto en función del lugar donde se tomó la muestra, es decir, en el borde (grano fino) o en el centro del cuerpo subvolcánico (grano medio), así como del tipo de estructura que se tiene, ya sea un dique o un sill.

Evidencias de alteración

En campo, esta alteración se reconoce generalmente por imprimir una tonalidad verdosa en los distintos cuerpos subvolcánicos, afectando el aspecto de los distintos minerales formadores de roca. Por otro lado, bajo el microscopio, esta alteración se presenta con un ensamblaje mineralógico de clorita + sericita + calcita + epidota en cuerpos subvolcánicos clasificados como pórfidos monzogabróicos, monzodioríticos y monzoníticos (figura 4a). De igual manera, en los pórfidos de sienita nefelínica y en monchiquitas, se reconocieron bordes de reacción de cancrinita en cristales de nefelina y sodalita (figura 4b).

Es importante mencionar que solamente en algunos casos la alteración que afectó a estos cuerpos hipabisales fue agresiva, con reemplazamiento total o parcial de fenocristales de olivino, plagioclasa y clinopiroxeno, así como de la matriz de la roca (figuras 4c-d).

Evidencias de mezcla de magmas

Una serie de características propias de procesos de mezcla de magmas fueron identificadas en diferentes muestras. Entre éstas destaca, como la más común, la zonación en cristales de clinopiroxeno y anfíbol (figura 5a-c). En el caso de los clinopiroxenos se presenta de dos maneras: en la primera, con núcleos de color verde y cristales con bordes color verde y núcleos incoloros. De igual manera, en los anfíboles se presenta de dos formas: la primera y más común, núcleos café obscuro con bordes más claros; y la segunda, núcleos verdosos y bordes color café.

Figura 3. Fotomicrografías de algunos ejemplos de las litologías que componen al complejo hipabisal periférico de la Sierra de San Carlos. (a) Pórfido gabróico. (b) Pórfido monzodiorítico. (c) Monchiquita. (d) Pórfido sienítico. Todas tomadas bajo NX. Abreviaturas: Ol: olivino, Cpx: clinopiroxeno, Pl: plagioclasa, Fk: feldespato alcalino, Ne: nefelina, Am: anfíbol, Chl: clorita, Ep: epidota, Cal: calcita, Ccn: cancrinita, Sdl: sodalita, Op: opaco.

Geoquímica

Elementos mayores

Las muestras analizadas presentan un intervalo amplio de SiO2 (en % en peso) entre 44.37 y 65.30, además de pérdidas por ignición (PPI) que van desde 1.73 hasta 5.03%. Los pórfidos de sienita nefelínica contienen los valores más altos de Na2O + K2O (14.75-16.15 %) y Al2O3 (20.41-20.59 %), así como los valores más bajos de TiO2 (0.28-0.32 %), P2O5 (0.04 %) y de #Mg (8.43-9.29 %). La única muestra de pórfido sienítico analizada presenta el contenido más alto de sílice (65.30%) y las concentraciones más bajas de Fe2O3 total, MnO, MgO, CaO. Una muestra perteneciente al grupo de los pórfidos
gabróicos presenta los contenidos más altos de Fe2Ototal (12.55%), MgO (15.98%), CaO (11.03%) y de #Mg (74.85%), al igual que los valores más bajos de Al2O3 , Na2O y K2O. La muestra analizada de pórfido monzonítico presenta valores intermedios entre las rocas menos evolucionadas y las más evolucionadas. En el caso de los pórfidos monzodioríticos, existen dos grupos con diferentes características geoquímicas. Por un lado, se tienen altas concentraciones de Al2O3 (19.45%) y #Mg, mientras que en el otro se tienen mayores contenidos de TiO2, Fe2O3t, MgO y CaO. Los valores arrojados para las muestras de monchiquita son muy similares entre sí, siendo las diferencias más significativas el SiO2 y el PPI: 44.37 y 48.31% en el primero y 4.41 y 2.68% para el segundo.

Elementos traza

Los pórfidos de sienita nefelínica se caracterizan por tener las mayores concentraciones de Zr, Nb, Th, Rb y U, aunado a empobrecimientos en Ba, Sr, P, Ti y V. Los pórfidos sieníticos muestran la relación más alta de Rb/Sr (8.86), al igual que los valores más altos de Hf (9.5 ppm) y los más bajos de Sr (96 ppm). Dentro de los pórfidos gabróicos se encuentra una muestra, la cual tiene los contenidos más altos de Cr (811 ppm), Co (71 ppm) y Ni (347 ppm). Éstos son acompañados de empobrecimientos en Ba y Sr, aunque en otras muestras, dichos elementos pueden tener concentraciones de hasta 2120 y 1610 ppm, respectivamente. En el caso de los pórfidos monzodioríticos, son comunes altos contenidos de Ba (578-2200 ppm) y Sr (806-1610 ppm), mientras que una de las muestras de monchiquita presenta las concentraciones más altas de Cs, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho y enriquecimientos en Ba y Sr.

Figura 4. Fotomicrografías que muestran algunas evidencias de la alteración presente en los cuerpos subvolcánicos pertenecientes al complejo hipabisal periférico de la Sierra de San Carlos. (a) Ensamblaje de clorita + calcita + plagioclasa + epidota presente en la matriz de un pórfido monzodiorítico. (b) Borde de reacción de cancrinita alrededor de un cristal isotrópico de sodalita. (c) Reemplazamiento total de cristales de olivino y plagioclasa en un pórfido monzodiorítico. Nótese la fractura que hay entre estos dos cristales. (d) Muestra de pórfido gabróico con fenocristales de olivino alterados a lo largo de sus bordes. (a), (b) y (c) bajo NX; (d) bajo Nll. Abreviaturas en figura 3.

 

En la figura 6a se observa el diagrama multielementos (Sun y McDonough, 1989) con un patrón general que tiende a descender de izquierda a derecha, con anomalías negativas muy marcadas en Ba, K, Sr, P, Hf y Ti. Además, resalta que los enriquecimientos más grandes de HSFE (high-field strength-elements; Th, U, Nb, Ta, Zr, y Lu) con respecto al Manto Primitivo los tienen las rocas más evolucionadas (pórfidos sieníticos y de sienita nefelínica).

En general, el diagrama de elementos Tierras Raras (Nakamura, 1974; Haskin et al., 1968; figura 6b) tiene una pendiente negativa representada por un enriquecimiento en LREE (LaN/EuN = 2.99-21.14 y LaN/SmN = 2.48-15.25) con respecto a las HREE. El comportamiento de estas últimas es similar en todas las muestras (por ejemplo, semiplano), variando únicamente la razón de enriquecimiento con respecto a la condrita. Aunado a esto, no se presenta ninguna anomalía de Eu (Eu/Eu* = 0.85-1.11).

Finalmente, con base en los diagramas tradicionales de discriminación tectonomagmática (Wood, 1980; Meschede, 1986) se observa que las muestras de rocas hipabisales caen en el campo de basaltos alcalinos de intraplaca en cada uno de los casos (figura 7).

Figura 5. Fotomicrografías que muestran las evidencias de mezcla entre magmas presentes en los cuerpos subvolcánicos pertenecientes al complejo hipabisal periférico de la Sierra de San Carlos. (a) Cristal de clinopiroxeno zonado y con bordes corroídos en una monchiquita. (b) Cristales euhedrales de anfíbol zonados en una monchiquita. (c) Bordes color verde en un cristal de clinopiroxeno incoloro zonado en un pórfido monzodiorítico. (d) Cristal de plagioclasa con zonación oscilatoria en pórfido gabróico. (e) Cristales de plagioclasa con textura quench en un pórfido monzodiorítico. (f) Cristal euhedral de anfíbol con crecimientos internos de opacita en una monchiquita. (a), (b) y (c) bajo Nll; (d), (e) y (f) bajo NX.

Figura 6. Diagrama multielementos y de Tierras Raras para los diques y sills del complejo hipabisal periférico de la Sierra de San Carlos. a) Diagrama multielementos con datos analíticos normalizados al manto primitivo con valores propuestos por Sun y Mcdonough (1989). b) Patrón de elementos de Tierras Raras con valores normalizados a condritas reportados por Nakamura (1974) y Haskin (1968).

Discusión

El modelo geológico que se propone en el presente trabajo, basado en la información colectada en campo, la petrográfica y la geoquímica, sugiere que la generación de este complejo magmático hipabisal se llevó a cabo en diferentes etapas, en un ambiente tectónico de intraplaca con la posible fusión parcial de diferentes regiones del manto, algunas de ellas enriquecidas en elementos litófilos (¿manto metasomatizado?). Aunque no se cuenta con ningún dato geocronológico, se puede inferir que el emplazamiento de este complejo subvolcánico ocurrió en varias etapas, ya que en campo fueron reconocidas diferentes generaciones de diques y sills cortándose unos a otros. Estos diferentes emplazamientos podrían estar relacionados a las intrusiones de cada cuerpo plutónico de la Sierra de San Carlos. Por otro lado, el hecho de plantear la fusión parcial de diferentes regiones del manto se fundamenta en que no existe una tendencia ascendente que relacione el enriquecimiento de elementos traza incompatibles con el aumento del SiO2, aunado al enriquecimiento de elementos litófilos en ciertas muestras. De este modo, no es posible establecer una relación genética directa entre estas rocas.

Se propone que a medida que estos magmas ascendían, se llevaron a cabo procesos de mezcla de magmas y asimilación. Esto justificado con evidencias petrográficas contundentes, como la zonación en cristales de clinopiroxeno, anfíbol y plagioclasa, bordes corroídos en cristales de clinopiroxeno, texturas quench en plagioclasas y anfíboles opacitizados. La zonación en cristales indica la interacción entre dos magmas de composiciones diferentes, mientras que los bordes corroídos y las plagioclasas con texturas quench, señalan la coexistencia entre magmas de diferentes temperaturas. Esto último de acuerdo a la opacitización observada en anfíboles, ya que esto ha sido atribuido a nuevas inyecciones de magmas calientes en otros complejos del mundo (Plechov et al., 2008).

Figura 7. Diagramas de discriminación tectonomagmática de Th-Hf-Ta de Wood (1980) y de Zr-Nb-Y de Meschede (1986) para las rocas hipabisales del complejo hipabisal periférico en la Sierra de San Carlos. (a) Diagrama de discriminación Th-Hf-Ta. WPT: tholeitas de intraplaca; WPA: basaltos alcalinos de intraplaca; CAB: basaltos calco-alcalinos; IAT: tholeitas de arco insular. (b) Diagrama de discriminación de Zr-Nb-Y. AI y AII: basaltos alcalinos de intraplaca; AII y C: tholeitas de intraplaca; B: MORB tipo-E; D: MORB tipo-N; C y D: basaltos de arco volcánico.

 

Otra característica importante en este complejo hipabisal es el ordenamiento radial que tiene con respecto a la Sierra de San Carlos. Es posible que estos cuerpos hayan aprovechado las fracturas radiales generadas como producto de los esfuerzos verticales que ejercieron los lotes de magma que llegaron a formar la sierra, a medida que estos ascendían y plegaban la secuencia sedimentaria cretácica.

Después de que estos cuerpos subvolcánicos se emplazaron, experimentaron alteración evidenciada por una asociación mineralógica de clorita + sericita + calcita + epidota en pórfidos gabróicos, monzodioríticos, monzogabróicos y monzoníticos. De igual manera, en los pórfidos de sienita nefelínica y en las monchiquitas se desarrollaron bordes de reacción de cancrinita en cristales de nefelina y sodalita como resultado de esta alteración. Es importante mencionar que la presencia de epidota y clorita nos indican que los fluidos que generaron esta alteración tenían temperaturas >250ºC (Reyes, 2000).

Geoquímicamente, las rocas más evolucionadas presentan anomalías negativas de P y Ti al igual que una anomalía positiva de Zr, las cuales pueden relacionarse con los procesos de diferenciación magmática que experimentaron tales rocas. Por otro lado, la presencia de anomalías negativas en elementos como Rb, Ba, K y Sr (elementos móviles) podría estar ligada a la alteración que afectó parcialmente a este complejo hipabisal.

El hecho de que ciertas muestras estén fuera del campo de intraplaca (WPA) en el diagrama Th-Hf-Ta, se debe a que normalmente el Th tiende a concentrarse en mayor medida en las rocas más diferenciadas, haciendo que éstas se acerquen a dicha componente (Meschede, 1986). Cabe mencionar que algunas de las muestras que no coinciden con el campo WPA son pórfidos gabróicos y dioríticos (rocas no diferenciadas), siendo las mismas que presentan evidencias de mezcla de magmas, sugiriendo la posibilidad de que este proceso sea el causante de dicho enriquecimiento.

Finalmente, cabe resaltar la presencia de rocas lamprofídicas en el complejo estudiado, ya que la ocurrencia de estas rocas en México es sumamente escasa (Luhr, 1997; Orozco-Garza et al., 2013; Allan y Carmichael, 1984). El origen de este tipo de litologías es generalmente atribuido a la fusión parcial de un manto metasomatizado (Luhr, 1997; Allan y Carmichael, 1984; Rock, 1991), ya que suelen estar enriquecidas en elementos incompatibles. Esto puede reforzar el modelo propuesto ya que se tienen ambas características, la presencia de lamprófidos y enriquecimientos en elementos incompatibles (Cs, Ba, Sr, REE).

Conclusiones

  1. Diferentes tipos de diques y sills fueron reconocidos en el área de estudio: pórfidos gabróicos, monzogabróicos, monzodioríticos, sieníticos, de sienita nefelínica y monchiquitas. Éstos presentan
    texturas porfiríticas, glomeroporfiríticas y fluidales, además de una alteración que afecta intensamente la mineralogía primaria.
  2. Evidencias petrográficas como anfíboles opacitizados, cristales de clinopiroxeno corroídos, texturas quench en plagioclasas, aunado a cristales zonados de clinopiroxeno, anfíbol y plagioclasa, sugieren que estas rocas experimentaron procesos de mezcla de magmas o asimilación. Estos últimos deben ser evaluados más a detalle para ser corroborados.
  3. De acuerdo a los diagramas multielementos y de REE construidos, así como a las características
    geoquímicas observadas en las muestras analizadas, es posible concluir que no existe una relación genética entre los miembros litológicos más evolucionados y los menos evolucionados dentro de este complejo.
  4. Con base en los diagramas de discriminación tectonomagmática, se postula un ambiente tectónico
    de intraplaca para la formación del complejo hipabisal periférico de la Sierra de San Carlos. Esta interpretación también puede ser apoyada por los enriquecimientos observados en los diagramas multielementos y de REE, típicos de magmas generados en zonas profundas del manto.
  5. Se propone que estas rocas hipabisales fueron generadas por la fusión parcial de diferentes regiones del manto, siendo una de ellas potencialmente un manto metasomatizado enriquecido en elementos incompatibles.

* Universidad Autónoma de Nuevo León.

Contacto: luisalejandroelizondopacheco@gmail.com

 

Referencias

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Recibido: 08/07/17
Aceptado: 29/08/17