El complejo hipabisal perif\u00e9rico de la Sierra de San Carlos est\u00e1 constituido por cuerpos subvolc\u00e1nicos con una orientaci\u00f3n principal NO-SE, emplazados en rocas sedimentarias del Cret\u00e1cico Superior en la parte occidental de esta sierra. Presenta una diversa gama de rocas (p\u00f3rfidos gabr\u00f3icos, monzogabr\u00f3icos, monzodior\u00edticos, sien\u00edticos, de sienita nefel\u00ednica y monchiquitas) afectadas parcialmente por una alteraci\u00f3n hidrotermal de clorita + sericita + calcita + epidota y cancrinita. La geoqu\u00edmica de elementos mayores y trazas nos indica diferentes concentraciones de elementos lit\u00f3filos debido a la fusi\u00f3n parcial en diferentes regiones del manto. De acuerdo a varias herramientas geoqu\u00edmicas de discriminaci\u00f3n, este magmatismo fue generado en un ambiente tect\u00f3nico de intraplaca.<\/p>\n
Palabras clave:<\/strong> Sierra de San Carlos, hipabisal, dique, sill, intraplaca.<\/p>\n Abstract<\/strong><\/p>\n 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\u2019s different regions. According to several geochemical discrimination tools, this magmatism was generated in a tectonic intraplate environment.<\/em><\/p>\n Keywords:<\/strong> Sierra de San Carlos, hypabyssmal, dock, sill, intraplate.<\/em><\/p>\n A lo largo del tiempo geol\u00f3gico, procesos como la fusi\u00f3n parcial de rocas mant\u00e9licas y corticales, as\u00ed como los procesos de evoluci\u00f3n por cristalizaci\u00f3n fraccionada, asimilaci\u00f3n o mezcla de magmas, han sido los causantes de la generaci\u00f3n de rocas \u00edgneas en diversos ambientes tect\u00f3nicos (por ejemplo, dorsales centro-oce\u00e1nicas, zonas de subducci\u00f3n, zonas de intraplaca continental, or\u00f3genos de colisi\u00f3n). El estudio de estas rocas requiere integrar informaci\u00f3n de campo, petrogr\u00e1fica, geoqu\u00edmica y geocronol\u00f3gica, con el prop\u00f3sito de establecer un modelo petrol\u00f3gico consistente. Estos tipos de modelos son fundamentales para comprender el rompecabezas geol\u00f3gico del planeta Tierra.<\/p>\n Cuerpos hipabisales: una breve revisi\u00f3n<\/strong><\/p>\n Este t\u00e9rmino ha sido aplicado a estructuras subvolc\u00e1nicas emplazadas por inyecci\u00f3n de magma generalmente a profundidades menores a 3 km (Sen, 2014). Dentro de esta categor\u00eda se pueden encontrar diques anulares, c\u00f3nicos o radiales, sills (o diquestratos), ap\u00f3fisis y venas (Winter, 2001; Raymond, 2002). Com\u00fanmente presentan dimensiones que van desde una escala milim\u00e9trica hasta unos cuantos metros, existiendo casos donde han sido trazados a lo largo de kil\u00f3metros (Philpotts y Ague, 2009).<\/p>\n Los diques son cuerpos delgados, tabulares y discordantes que cortan la estratificaci\u00f3n, 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 plut\u00f3n o un edificio volc\u00e1nico). Los sills, por el contrario, son concordantes y se encuentran emplazados acorde a la foliaci\u00f3n o estratificaci\u00f3n en rocas no plegadas (Blatt y Tracy, 1995).<\/p>\n La variabilidad de texturas y tama\u00f1o de grano depende de su composici\u00f3n, espesor y velocidad de enfriamiento. Usualmente, las rocas hipabisales muestran texturas porfir\u00edticas, 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).<\/p>\n Figura 1. (a) Distribuci\u00f3n de las diferentes provincias magm\u00e1ticas de M\u00e9xico incluyendo las localidades que conforman la Provincia Alcalina Oriental Mexicana. LC: La Cueva, CCM: Cintur\u00f3n 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 Andr\u00e9s de Los Tuxtlas. Modificado de Viera-D\u00e9cida (2006). (b) Mapa geol\u00f3gico del \u00e1rea de San Carlos, Tamaulipas. Tomado de Rodr\u00edguez-Saavedra (2003). (c) Mapa geol\u00f3gico del \u00e1rea de estudio mostrando la distribuci\u00f3n de los diques y sills en la parte occidental de la Sierra de San Carlos (recuadro rojo en b). Modificado de la carta geol\u00f3gico-minera San L\u00e1zaro G14-C69 del Servicio Geol\u00f3gico Mexicano (2001).<\/p><\/div>\n Otra caracter\u00edstica fundamental es que pueden desarrollar bordes de grano fino llamados m\u00e1rgenes de enfriamiento (chilled margins), en virtud del contraste t\u00e9rmico que existe entre el magma y la roca adyacente.<\/p>\n Sierra de San Carlos, Tamaulipas<\/strong><\/p>\n La Sierra de San Carlos es un complejo de plutones alineados NNO-SSE localizados en la parte occidental del complejo magm\u00e1tico Sierra de San Carlos-Cruillas, dentro de la Provincia Alcalina Oriental Mexicana (Demant y Robin, 1975), en el estado de Tamaulipas, M\u00e9xico (figura 1a). Los plutones que conforman esta sierra fueron emplazados en rocas sedimentarias del Cret\u00e1cico Inferior y Superior durante el Cenozoico.<\/p>\n Litol\u00f3gicamente, puede ser dividida en tres sectores principales: (a) el norte, donde afloran monzodioritas; (b) el central, constituido por sienitas nefel\u00ednicas y de feldespato alcalino, y (c) el sur constituido por rocas gabr\u00f3icas (Nick, 1988; figura 1b). De acuerdo a los datos geocronol\u00f3gicos que se tienen hasta la fecha (Bloomfield y Cepeda-D\u00e1vila, 1973; Viera-D\u00e9cida, 2006), se sabe que el emplazamiento de estos plutones inici\u00f3 hace 43.8 \u00b1 1.3 Ma y pudo haber culminado hace\u00a027 Ma. Aunado a esto, se destaca la presencia de un flujo bas\u00e1ltico con xenolitos del manto (Trevi\u00f1o-Cazares et al., 2005) en la parte este de la sierra, as\u00ed como numerosos diques y sills ordenados radialmente a los plutones antes mencionados (figuras 1b-c).<\/p>\n Las estructuras hipabisales est\u00e1n emplazadas principalmente en lutitas de la Formaci\u00f3n M\u00e9ndez, con orientaciones dominantes NO-SE, O-E y SO-NE y se concentran en un \u00e1rea de ~235 km2<\/sup> cerca de las comunidades de San L\u00e1zaro, Guadalupe y Boca de \u00c1lamos. Tambi\u00e9n es posible encontrarlas, aunque en menor medida, cerca del borde de la sierra, cortando rocas pertenecientes a las formaciones San Felipe y Agua Nueva.<\/p>\n Se ha propuesto (Viera-D\u00e9cida, 2006) que la Sierra de San Carlos se desarroll\u00f3 en un proceso magm\u00e1tico en dos etapas. En la inicial hubo participaci\u00f3n de una componente de subducci\u00f3n que metasomatiz\u00f3 la placa subcontinental y cuyos productos est\u00e1n representados en los sectores norte y sur (monzodioritas y gabros), seguida por rocas generadas en un ambiente de intraplaca (sienitas nefel\u00ednicas y alcalinas y basaltos).<\/p>\n Esto se debe a que, en primer lugar, se ten\u00eda actividad magm\u00e1tica producto de la subducci\u00f3n de la Placa Farall\u00f3n bajo Norteam\u00e9rica, despu\u00e9s de la migraci\u00f3n del arco desde su posici\u00f3n original en la Sierra Madre Occidental hacia el este de M\u00e9xico. Despu\u00e9s, a medida que \u00e9ste regresaba hacia el Oeste, permiti\u00f3 el ascenso de material astenosf\u00e9rico enriquecido, formando as\u00ed los plutones con firma de intraplaca (Viera-D\u00e9cida, 2006).<\/p>\n Los trabajos realizados anteriormente en el \u00e1rea se han enfocado en los cuerpos magm\u00e1ticos centrales, generando de esta manera, informaci\u00f3n geoqu\u00edmica y geocronol\u00f3gica (Nick, 1988; Bloomfield y Cepeda-D\u00e1- vila, 1973; Viera-D\u00e9cida, 2006; Watson, 1937; Rodr\u00edguez-Saavedra, 2003). Por otro lado, la informaci\u00f3n disponible para las rocas subvolc\u00e1nicas es escasa, contando s\u00f3lo con reportes petrogr\u00e1ficos donde algunos diques y sills son clasificados como p\u00f3rfidos dior\u00edticos y gabr\u00f3icos (Rodr\u00edguez-Saavedra, 2003).<\/p>\n Es clara la falta de informaci\u00f3n sobre la porci\u00f3n perif\u00e9rica de la Sierra de San Carlos. Es por eso que el presente trabajo pretende ser un aporte que contribuya a una mayor comprensi\u00f3n del magmatismo en la zona.<\/p>\n Dentro de los aportes principales, destacan la clasificaci\u00f3n petrogr\u00e1fica de las rocas que componen el complejo hipabisal perif\u00e9rico, la distinci\u00f3n del ambiente tect\u00f3nico donde estos magmas fueron generados, as\u00ed como informaci\u00f3n adicional que abre las puertas a la realizaci\u00f3n de nuevos trabajos que ampliar\u00edan de manera considerable el panorama geol\u00f3gico que se tiene actualmente.<\/p>\n Metodolog\u00eda<\/strong><\/p>\n Se realizaron muestreos en la zona usando como referencia la Carta Geol\u00f3gico-Minera San L\u00e1zaro G14-C69 del Servicio Geol\u00f3gico Mexicano con escala 1:50,000 (Servicio Geol\u00f3gico Mexicano, 2001). Las muestras recolectadas fueron utilizadas para la preparaci\u00f3n de l\u00e1minas delgadas y an\u00e1lisis geoqu\u00edmicos. En el primer caso, se siguieron los procedimientos establecidos por el laboratorio de preparaci\u00f3n de la Facultad Ciencias de la Tierra, UANL. El an\u00e1lisis petrogr\u00e1fico fue realizado con un microscopio Leica DM750P mediante luz transmitida y las fotograf\u00edas fueron tomadas con una c\u00e1mara Leica DFC295 utilizando el software Leica Application Suite (LAS).<\/p>\n Por otra parte, el an\u00e1lisis geoqu\u00edmico fue efectuado por el m\u00e9todo \u201c4LithoRes\u201d en los laboratorios Actlabs (Ancanster, Canad\u00e1). Los elementos mayores fueron analizados por espectrometr\u00eda de emisi\u00f3n \u00f3ptica con plasma acoplado inductivamente (ICP-OES) en un sistema Thermo Jarrell-Ash ENVIRO II, con una precisi\u00f3n anal\u00edtica <2%. Los elementos traza fueron determinados por espectrometr\u00eda de masas con plasma acoplado inductivamente (ICP-MS) en un sistema Perkin-Elmer SCIEX ELAN 6000, con una precisi\u00f3n entre 5 y 12%.<\/p>\n Resultados<\/strong><\/p>\n Caracter\u00edsticas macrosc\u00f3picas<\/strong><\/p>\n 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 m\u00e1rgenes de enfriamiento, los cuales tienen un grosor promedio de ~20 cm y un contraste granulom\u00e9trico con respecto a la parte central. Por otra parte, se observ\u00f3 en la roca encajonante una mayor competencia a la erosi\u00f3n en la porci\u00f3n inmediata al cuerpo hipabisal. Esta condici\u00f3n podr\u00eda estar relacionada al metamorfismo de contacto generado durante el emplazamiento de este cuerpo (figura 2b).<\/p>\n Los diques muestran diversas tonalidades a largo de toda el \u00e1rea de estudio: (a) oscuras en el caso de p\u00f3rfidos gabr\u00f3icos, monzogabr\u00f3icos y monzodior\u00edticos, as\u00ed\u00a0como en monchiquitas; (b) gris\u00e1ceas en algunos p\u00f3rfidos monzodior\u00edticos y monzon\u00edticos; (c) verdosas para p\u00f3rfidos de sienita nefel\u00ednica (ting\u00fcaitas) y (d) blancas para p\u00f3rfidos sien\u00edticos. Muestran texturas porfir\u00edticas muy marcadas, donde los fenocristales m\u00e1s comunes son clinopiroxenos, anf\u00edboles y feldespatos. Las formas van de anhedrales a euhedrales y normalmente rondan la escala milim\u00e9trica, pudiendo llegar hasta ~2 cm de largo (figura 2c).<\/p>\n Los sills ocurren de forma limitada en comparaci\u00f3n a los diques, poseen tonalidades oscuras, alcanzan espesores de ~6 m, carecen de m\u00e1rgenes de enfriamiento y \u00fanicamente fueron reconocidos p\u00f3rfidos gabr\u00f3icos, monzogabr\u00f3icos y monzodior\u00edticos (figura 2d). Tienen texturas porfir\u00edticas com\u00fanmente representadas por fenocristales euhedrales y subhedrales de clinopiroxeno y plagioclasa (~1 cm) dispuestos en una matriz de grano m\u00e1s grueso que los diques. Esto debido al enfriamiento m\u00e1s lento que experimentaron al tener mayores espesores que los diques.<\/p>\n Un aspecto muy importante que resaltar es el reconocimiento de diferentes generaciones de diques y sills a lo largo del \u00e1rea de estudio. Esto evidenciado por la intrusi\u00f3n de diques en estructuras hipabisales preexistentes.<\/p>\n Figura 2. Caracter\u00edsticas generales macrosc\u00f3picas de los diques y sills que componen al complejo hipabisal perif\u00e9rico de la Sierra de San Carlos. (a) Dique dior\u00edtico con textura de capas de cebolla. (b) Margen de enfriamiento de ~20 cm de espesor en un dique monzodior\u00edtico.\u00a0(c) Fenocristales de sanidino de ~2 cm de largo en un p\u00f3rfido de sienita nefel\u00ednica. (d) Sill monzogabr\u00f3ico emplazado en lutitas de la Formaci\u00f3n M\u00e9ndez.<\/p><\/div>\n Variedades litol\u00f3gicas<\/strong><\/p>\n El complejo magm\u00e1tico hipabisal perif\u00e9rico de la Sierra de San Carlos cuenta con una amplia gama de litolog\u00edas\u00a0dispuestas de manera radial con respecto a los cuerpos plut\u00f3nicos centrales de la sierra. Dentro de este cat\u00e1logo\u00a0de rocas, es posible encontrar p\u00f3rfidos gabr\u00f3icos, monzogabr\u00f3icos, monzodior\u00edticos, monzon\u00edticos, sien\u00edticos,\u00a0de sienita nefel\u00ednica y monchiquitas (figura 3).<\/p>\n Al ser un grupo tan diverso litol\u00f3gicamente, es claro\u00a0que se tengan arreglos mineral\u00f3gicos contrastantes. Por un lado se tienen rocas con una mineralog\u00eda simple (p\u00f3rfidos gabr\u00f3icos y monzodior\u00edticos) donde minerales\u00a0como la plagioclasa, olivino, clinopiroxeno y anf\u00edbol\u00a0juegan un papel muy importante (figuras 3a-b). En cambio, existen rocas con mineralog\u00edas que pueden considerarse ex\u00f3ticas debido a su rara ocurrencia. Un ejemplo de esto son las monchiquitas, rocas que se caracterizan\u00a0por tener fenocristales de anf\u00edbol y clinopiroxeno\u00a0de ~4 mm, feldespatoides, as\u00ed como una clara ausencia de cristales de feldespato (figura 3c). Otro ejemplo de esto son los p\u00f3rfidos de sienita nefel\u00ednica, rocas ricas en cristales de feldespato alcalino (sanidino),\u00a0augita aegir\u00ednica y feldespatoides como nefelina y sodalita (figura 3d).<\/p>\n Los tipos de texturas en este conjunto de rocas var\u00edan\u00a0entre porfir\u00edticas, porfir\u00edticas con arreglos fluidales y glomeroporfir\u00edticas. Los tama\u00f1os de grano son muy variados, siendo com\u00fanmente de grano fino a grano medio. Esto en funci\u00f3n del lugar donde se tom\u00f3 la muestra, es decir, en el borde (grano fino) o en el centro del cuerpo subvolc\u00e1nico (grano medio), as\u00ed como del tipo de estructura que se tiene, ya sea un dique o un sill.<\/p>\n Evidencias de alteraci\u00f3n<\/strong><\/p>\n En campo, esta alteraci\u00f3n se reconoce generalmente por imprimir una tonalidad verdosa en los distintos cuerpos subvolc\u00e1nicos, afectando el aspecto de los distintos minerales formadores de roca. Por otro lado, bajo el microscopio, esta alteraci\u00f3n se presenta con un ensamblaje mineral\u00f3gico de clorita + sericita + calcita + epidota en cuerpos subvolc\u00e1nicos clasificados como p\u00f3rfidos monzogabr\u00f3icos, monzodior\u00edticos y monzon\u00edticos\u00a0(figura 4a). De igual manera, en los p\u00f3rfidos de sienita nefel\u00ednica y en monchiquitas, se reconocieron bordes de reacci\u00f3n de cancrinita en cristales de nefelina y sodalita (figura 4b).<\/p>\n Es importante mencionar que solamente en algunos casos la alteraci\u00f3n que afect\u00f3 a estos cuerpos hipabisales\u00a0fue agresiva, con reemplazamiento total o parcial de fenocristales de olivino, plagioclasa y clinopiroxeno, as\u00ed como de la matriz de la roca (figuras 4c-d).<\/p>\n Evidencias de mezcla de magmas<\/strong><\/p>\n Una serie de caracter\u00edsticas propias de procesos de mezcla de magmas fueron identificadas en diferentes muestras. Entre \u00e9stas destaca, como la m\u00e1s com\u00fan, la zonaci\u00f3n en cristales de clinopiroxeno y anf\u00edbol (figura 5a-c). En el caso de los clinopiroxenos se presenta de\u00a0dos maneras: en la primera, con n\u00facleos de color verde y cristales con bordes color verde y n\u00facleos incoloros. De igual manera, en los anf\u00edboles se presenta de dos formas: la primera y m\u00e1s com\u00fan, n\u00facleos caf\u00e9 obscuro con bordes m\u00e1s claros; y la segunda, n\u00facleos verdosos y bordes color caf\u00e9.<\/p>\n Figura 3. Fotomicrograf\u00edas de algunos ejemplos de las litolog\u00edas que componen al complejo hipabisal perif\u00e9rico de la Sierra de San Carlos. (a) P\u00f3rfido gabr\u00f3ico. (b) P\u00f3rfido monzodior\u00edtico. (c) Monchiquita. (d) P\u00f3rfido sien\u00edtico. Todas tomadas bajo NX. Abreviaturas: Ol: olivino, Cpx: clinopiroxeno, Pl: plagioclasa, Fk: feldespato alcalino, Ne: nefelina, Am: anf\u00edbol, Chl: clorita, Ep: epidota, Cal: calcita, Ccn: cancrinita, Sdl: sodalita, Op: opaco.<\/p><\/div>\n Geoqu\u00edmica<\/strong><\/p>\n Elementos mayores<\/em><\/p>\n Las muestras analizadas presentan un intervalo amplio de SiO2<\/sub> (en % en peso) entre 44.37 y 65.30, adem\u00e1s de p\u00e9rdidas por ignici\u00f3n (PPI) que van desde 1.73 hasta 5.03%. Los p\u00f3rfidos de sienita nefel\u00ednica contienen los valores m\u00e1s altos de Na2<\/sub>O + K2<\/sub>O (14.75-16.15 %) y Al2<\/sub>O3<\/sub> (20.41-20.59 %), as\u00ed como los valores m\u00e1s bajos de TiO2<\/sub> (0.28-0.32 %), P2<\/sub>O5<\/sub> (0.04 %) y de #Mg (8.43-9.29 %). La \u00fanica muestra de p\u00f3rfido sien\u00edtico analizada\u00a0presenta el contenido m\u00e1s alto de s\u00edlice (65.30%) y\u00a0las concentraciones m\u00e1s bajas de Fe2<\/sub>O3<\/sub> total, MnO, MgO, CaO. Una muestra perteneciente al grupo de los p\u00f3rfidos Elementos traza<\/strong><\/p>\n Los p\u00f3rfidos de sienita nefel\u00ednica 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 p\u00f3rfidos sien\u00edticos muestran la relaci\u00f3n m\u00e1s alta de Rb\/Sr (8.86), al igual que los valores m\u00e1s altos de\u00a0Hf (9.5 ppm) y los m\u00e1s bajos de Sr (96 ppm). Dentro de los p\u00f3rfidos gabr\u00f3icos se encuentra una muestra, la cual tiene los contenidos m\u00e1s altos de Cr (811 ppm), Co (71 ppm) y Ni (347 ppm). \u00c9stos son acompa\u00f1ados de empobrecimientos en Ba y Sr, aunque en otras muestras,\u00a0dichos elementos pueden tener concentraciones de hasta 2120 y 1610 ppm, respectivamente. En el caso de los p\u00f3rfidos monzodior\u00edticos, son comunes altos contenidos\u00a0de Ba (578-2200 ppm) y Sr (806-1610 ppm), mientras que una de las muestras de monchiquita presenta\u00a0las concentraciones m\u00e1s altas de Cs, Pr, Nd, Sm,\u00a0Eu, Gd, Tb, Dy, Ho y enriquecimientos en Ba y Sr.<\/p>\n Figura 4. Fotomicrograf\u00edas que muestran algunas evidencias de la alteraci\u00f3n presente en los cuerpos subvolc\u00e1nicos pertenecientes al complejo hipabisal perif\u00e9rico de la Sierra de San Carlos. (a) Ensamblaje de clorita + calcita + plagioclasa + epidota presente en la matriz de un p\u00f3rfido monzodior\u00edtico. (b) Borde de reacci\u00f3n de cancrinita alrededor de un cristal isotr\u00f3pico de sodalita. (c) Reemplazamiento total de cristales de olivino y plagioclasa en un p\u00f3rfido monzodior\u00edtico. N\u00f3tese la fractura que hay entre estos dos cristales. (d) Muestra de p\u00f3rfido gabr\u00f3ico con fenocristales de olivino alterados a lo largo de sus bordes. (a), (b) y (c) bajo NX; (d) bajo Nll. Abreviaturas en figura 3.<\/p><\/div>\n <\/p>\n En la figura 6a se observa el diagrama multielementos\u00a0(Sun y McDonough, 1989) con un patr\u00f3n general que tiende a descender de izquierda a derecha, con anomal\u00edas\u00a0negativas muy marcadas en Ba, K, Sr, P, Hf y Ti. Adem\u00e1s, resalta que los enriquecimientos m\u00e1s grandes de HSFE (high-field strength-elements; Th, U, Nb, Ta, Zr, y Lu) con respecto al Manto Primitivo los tienen\u00a0las rocas m\u00e1s evolucionadas (p\u00f3rfidos sien\u00edticos y de sienita nefel\u00ednica).<\/p>\n En general, el diagrama de elementos Tierras Raras (Nakamura, 1974; Haskin et al., 1968; figura 6b) tiene una pendiente negativa representada por un enriquecimiento\u00a0en LREE (LaN<\/sub>\/EuN<\/sub> = 2.99-21.14 y LaN<\/sub>\/SmN<\/sub> = 2.48-15.25) con respecto a las HREE. El comportamiento\u00a0de estas \u00faltimas es similar en todas las muestras\u00a0(por ejemplo, semiplano), variando \u00fanicamente la\u00a0raz\u00f3n de enriquecimiento con respecto a la condrita. Aunado a esto, no se presenta ninguna anomal\u00eda de Eu (Eu\/Eu* = 0.85-1.11).<\/p>\n Finalmente, con base en los diagramas tradicionales\u00a0de discriminaci\u00f3n tectonomagm\u00e1tica (Wood, 1980;\u00a0Meschede, 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).<\/p>\n Figura 5. Fotomicrograf\u00edas que muestran las evidencias de mezcla entre magmas presentes en los cuerpos subvolc\u00e1nicos pertenecientes al complejo hipabisal perif\u00e9rico de la Sierra de San Carlos. (a) Cristal de clinopiroxeno zonado y con bordes corro\u00eddos en una monchiquita. (b) Cristales euhedrales de anf\u00edbol zonados en una monchiquita. (c) Bordes color verde en un cristal de clinopiroxeno incoloro zonado en un p\u00f3rfido monzodior\u00edtico. (d) Cristal de plagioclasa con zonaci\u00f3n oscilatoria en p\u00f3rfido gabr\u00f3ico. (e) Cristales de plagioclasa con textura quench en un p\u00f3rfido monzodior\u00edtico. (f) Cristal euhedral de anf\u00edbol con crecimientos internos de opacita en una monchiquita. (a), (b) y (c) bajo Nll; (d), (e) y (f) bajo NX.<\/p><\/div>\n Figura 6. Diagrama multielementos y de Tierras Raras para los diques\u00a0y sills del complejo hipabisal perif\u00e9rico de la Sierra de San Carlos.\u00a0a) Diagrama multielementos con datos anal\u00edticos normalizados al manto primitivo con valores propuestos por Sun y Mcdonough (1989). b) Patr\u00f3n de elementos de Tierras Raras con valores normalizados\u00a0a condritas reportados por Nakamura (1974) y Haskin (1968).<\/p><\/div>\n Discusi\u00f3n<\/strong><\/p>\n El modelo geol\u00f3gico que se propone en el presente trabajo, basado en la informaci\u00f3n colectada en campo, la petrogr\u00e1fica y la geoqu\u00edmica, sugiere que la generaci\u00f3n\u00a0de este complejo magm\u00e1tico hipabisal se llev\u00f3 a cabo en diferentes etapas, en un ambiente tect\u00f3nico de intraplaca con la posible fusi\u00f3n parcial de diferentes regiones del manto, algunas de ellas enriquecidas en elementos lit\u00f3filos (\u00bfmanto metasomatizado?). Aunque\u00a0no se cuenta con ning\u00fan dato geocronol\u00f3gico, se puede inferir que el emplazamiento de este complejo subvolc\u00e1nico ocurri\u00f3 en varias etapas, ya que en campo fueron reconocidas diferentes generaciones de diques y sills cort\u00e1ndose unos a otros. Estos diferentes emplazamientos\u00a0podr\u00edan estar relacionados a las intrusiones de cada cuerpo plut\u00f3nico de la Sierra de San Carlos. Por otro lado, el hecho de plantear la fusi\u00f3n parcial de diferentes regiones del manto se fundamenta en que no existe una tendencia ascendente que relacione el enriquecimiento\u00a0de elementos traza incompatibles con el aumento del SiO2<\/sub>, aunado al enriquecimiento de elementos\u00a0lit\u00f3filos en ciertas muestras. De este modo, no es posible establecer una relaci\u00f3n gen\u00e9tica directa entre estas rocas.<\/p>\n Se propone que a medida que estos magmas ascend\u00edan,\u00a0se llevaron a cabo procesos de mezcla de magmas y asimilaci\u00f3n. Esto justificado con evidencias petrogr\u00e1ficas\u00a0contundentes, como la zonaci\u00f3n en cristales de clinopiroxeno, anf\u00edbol y plagioclasa, bordes corro\u00eddos\u00a0en cristales de clinopiroxeno, texturas quench en plagioclasas y anf\u00edboles opacitizados. La zonaci\u00f3n en cristales indica la interacci\u00f3n entre dos magmas de composiciones diferentes, mientras que los bordes corro\u00eddos\u00a0y las plagioclasas con texturas quench, se\u00f1alan la coexistencia entre magmas de diferentes temperaturas.\u00a0Esto \u00faltimo de acuerdo a la opacitizaci\u00f3n observada\u00a0en anf\u00edboles, ya que esto ha sido atribuido a nuevas inyecciones de magmas calientes en otros complejos del mundo (Plechov et al., 2008).<\/p>\n Figura 7. Diagramas de discriminaci\u00f3n tectonomagm\u00e1tica de Th-Hf-Ta de Wood (1980) y de Zr-Nb-Y de Meschede (1986) para las rocas\u00a0hipabisales del complejo hipabisal perif\u00e9rico en la Sierra de San Carlos. (a) Diagrama de discriminaci\u00f3n Th-Hf-Ta. WPT: tholeitas de intraplaca; WPA: basaltos alcalinos de intraplaca; CAB: basaltos calco-alcalinos; IAT: tholeitas de arco insular. (b) Diagrama de discriminaci\u00f3n\u00a0de 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 volc\u00e1nico.<\/p><\/div>\n <\/p>\n Otra caracter\u00edstica importante en este complejo hipabisal\u00a0es el ordenamiento radial que tiene con respecto a la Sierra de San Carlos. Es posible que estos cuerpos\u00a0hayan aprovechado las fracturas radiales generadas como producto de los esfuerzos verticales que ejercieron\u00a0los lotes de magma que llegaron a formar la sierra, a medida que estos ascend\u00edan y plegaban la secuencia sedimentaria cret\u00e1cica.<\/p>\n Despu\u00e9s de que estos cuerpos subvolc\u00e1nicos se emplazaron,\u00a0experimentaron alteraci\u00f3n evidenciada por una asociaci\u00f3n mineral\u00f3gica de clorita + sericita + calcita\u00a0+ epidota en p\u00f3rfidos gabr\u00f3icos, monzodior\u00edticos, monzogabr\u00f3icos y monzon\u00edticos. De igual manera, en los p\u00f3rfidos de sienita nefel\u00ednica y en las monchiquitas\u00a0se desarrollaron bordes de reacci\u00f3n de cancrinita en cristales de nefelina y sodalita como resultado de esta alteraci\u00f3n. Es importante mencionar que la presencia\u00a0de epidota y clorita nos indican que los fluidos que generaron esta alteraci\u00f3n ten\u00edan temperaturas >250\u00baC (Reyes, 2000).<\/p>\n Geoqu\u00edmicamente, las rocas m\u00e1s evolucionadas presentan anomal\u00edas negativas de P y Ti al igual que una anomal\u00eda positiva de Zr, las cuales pueden relacionarse\u00a0con los procesos de diferenciaci\u00f3n magm\u00e1tica que experimentaron tales rocas. Por otro lado, la presencia\u00a0de anomal\u00edas negativas en elementos como Rb, Ba, K y Sr (elementos m\u00f3viles) podr\u00eda estar ligada a la alteraci\u00f3n que afect\u00f3 parcialmente a este complejo hipabisal.<\/p>\n El hecho de que ciertas muestras est\u00e9n fuera del campo de intraplaca (WPA) en el diagrama Th-Hf-Ta, se debe a que normalmente el Th tiende a concentrarse\u00a0en mayor medida en las rocas m\u00e1s diferenciadas, haciendo que \u00e9stas se acerquen a dicha componente (Meschede, 1986). Cabe mencionar que algunas de las muestras que no coinciden con el campo WPA son p\u00f3rfidos\u00a0gabr\u00f3icos y dior\u00edticos (rocas no diferenciadas), siendo las mismas que presentan evidencias de mezcla de magmas, sugiriendo la posibilidad de que este proceso\u00a0sea el causante de dicho enriquecimiento.<\/p>\n Finalmente, cabe resaltar la presencia de rocas lamprof\u00eddicas en el complejo estudiado, ya que la ocurrencia\u00a0de estas rocas en M\u00e9xico es sumamente escasa (Luhr, 1997; Orozco-Garza et al., 2013; Allan y Carmichael,\u00a01984). El origen de este tipo de litolog\u00edas es generalmente atribuido a la fusi\u00f3n parcial de un manto\u00a0metasomatizado (Luhr, 1997; Allan y Carmichael, 1984; Rock, 1991), ya que suelen estar enriquecidas en elementos incompatibles. Esto puede reforzar el modelo\u00a0propuesto ya que se tienen ambas caracter\u00edsticas,\u00a0la presencia de lampr\u00f3fidos y enriquecimientos en elementos\u00a0incompatibles (Cs, Ba, Sr, REE).<\/p>\n Conclusiones<\/p>\n * Universidad Aut\u00f3noma de Nuevo Le\u00f3n.<\/p>\n Contacto: luisalejandroelizondopacheco@gmail.com<\/p>\n <\/p>\n Referencias<\/strong><\/p>\n Allan, J.F., y Carmichael, I.S.E. (1984). Lamprophyric lavas in the Colima graben, SW Mexico. Contributions to Mineralogy and Petrology, 88(3), 203-216 pp.<\/p>\n Blatt, H. y Tracy, R. (1995). Petrology: Igneous, Sedimentary\u00a0and Metamorphic. 2nd ed., New York, USA, W. H. Freeman and Company, 529 pp.<\/p>\n Bloomfield, K. y Cepeda-D\u00e1vila, L. (1973). Oligocene alkaline igneous activity in NE-Mexico. Geol. Mag., 110, 551-555 pp.<\/p>\n Demant, A., y Robin, C. (1975). Las fases del vulcanismo\u00a0en M\u00e9xico; una s\u00edntesis y relaci\u00f3n con la evoluci\u00f3n\u00a0geodin\u00e1mica desde el Cret\u00e1cico. Rev. Inst. Geol. UNAM, 1, 70-83 pp.<\/p>\n Haskin, L.A., et al. (1968). Relative and absolute terrestrial\u00a0abundances of the rare-earths. In: Ahrens, L.H. (ed.), Origin and distribution of the elements. Pergamon\u00a0Press, London, 889-912 pp.<\/p>\n Luhr, J.F. (1997). Extensional tectonics and the diverse primitive volcanic rocks in the western Mexican Volcanic\u00a0Belt. The Canadian Mineralogist, 35 (2), 473-500 pp.<\/p>\n Meschede, M. (1986). A method of discriminating between\u00a0different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chem. Geol., 56, 207-218 pp.<\/p>\n Nakamura, N. (1974). Determination of REE, Ba, Mg, Na, and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica, Acta 38, 757-775 pp.<\/p>\n Nick, N. (1988). Mineralogische, geochemische und petrographische Untersuchungen in der Sierra de San Carlos (Mexiko). Tesis Doctoral, Univ. Karlsruhe, Alemania,\u00a0167 pp.<\/p>\n Orozco-Garza, A., et al. (2013). Mid-Tertiary (25\u201321Ma) lamprophyres in NW Mexico derived from subduction-\u00a0modified subcontinental lithospheric mantle in an extensional backarc environment following steepening\u00a0of the Benioff zone. Tectonophysics, 590, 59-71 pp.<\/p>\n Philpotts, A.R. y Ague, J.J. (2009). Principles of Igneous\u00a0and Metamorphic Petrology. 2nd ed., New York, USA, Cambridge University Press, 667 pp.<\/p>\n Plechov, P.Y., et al. (2008). Opacitization conditions of hornblende in Bezymyannyi volcano andesites (March 30, 1956 eruption). Petrology 16, 19-35 pp.<\/p>\n Raymond, L.A. (2002). Petrology: The Study of Igneous,\u00a0Sedimentary, and Metamorphic Rocks. 2nd ed., New York, USA, Mc Graw Hill, 720 pp.<\/p>\n Reyes, A.G. (2000). Petrology and mineral alteration in hydrothermal systems. From diagenesis to volcanic catastrophes.\u00a0UNUGTP, Iceland, report, 18-1998, 77 pp.<\/p>\n Rock, N.M. (1991). Lamprophyres. Springer Science & Business Media, 285 pp.<\/p>\n Rodr\u00edguez-Saavedra, P. (2003). Petrograf\u00eda y geoqu\u00edmica\u00a0de las rocas magm\u00e1ticas de la Sierra de San Carlos-\u00a0Cruillas. Tesis de Licenciatura, Facultad de Ciencias\u00a0de la Tierra. UANL. Linares, N.L., 134 pp.<\/p>\n Sen, G. (2014). Petrology, principles and practice. Springer-Verlag Berlin Heidelberg. 368 pp.<\/p>\n Servicio Geol\u00f3gico Mexicano. (2001). Carta geol\u00f3gica-minera San L\u00e1zaro G-14-C69.<\/p>\n Sun, S.S., y McDonough, W.F. (1989). Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: A.D. Saunders, M.J. Norry (eds.), Magmatism in the ocean basins. Geological Society of America Special Publication 42, Geological Society of America, Boulder, 313-345 pp.<\/p>\n Viera-D\u00e9cida, F. (2006). Relaciones petrogen\u00e9ticas del magmatismo en la Provincia Alcalina Oriental Mexicana.\u00a0Tesis de Maestr\u00eda, Facultad de Ciencias de la Tierra,\u00a0UANL. Linares, N.L., 262 pp.<\/p>\n Watson, E.H. (1937). En Kellum, L. B. (Ed). Igneous rocks of the San Carlos Mountains. The geology and biology of the San Carlos Mountains, Tamaulipas, Mexico. Univ. Michigan Studies, Sci. Ser., 12, 99-156 pp.<\/p>\n Winter, J.D. (2001). An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. New Jersey, USA, Prentice-Hall, 697 pp.<\/p>\n Wood, D.A. (1980). The application of a Th-Hf-Ta diagram\u00a0to problems or tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province.\u00a0Earth Planet. Sci. Lett., 50, 11-30 pp.<\/p>\n Recibido: 08\/07\/17 <\/p>\n <\/p>\n <\/p>\n","protected":false},"excerpt":{"rendered":" Luis Alejandro Elizondo Pacheco*, Juan Alonso Ram\u00edrez Fern\u00e1ndez* CIENCIA UANL \/ A\u00d1O 20, No. 85, julio-septiembre 2017 Resumen El complejo hipabisal perif\u00e9rico de la Sierra de San Carlos est\u00e1 constituido por cuerpos subvolc\u00e1nicos con una orientaci\u00f3n principal NO-SE, emplazados en rocas sedimentarias del Cret\u00e1cico Superior en la parte occidental de esta sierra. Presenta una diversa gama de rocas (p\u00f3rfidos gabr\u00f3icos, […]<\/p>\n","protected":false},"author":2,"featured_media":7062,"comment_status":"closed","ping_status":"closed","sticky":false,"template":"","format":"standard","meta":{"_monsterinsights_skip_tracking":false,"_monsterinsights_sitenote_active":false,"_monsterinsights_sitenote_note":"","_monsterinsights_sitenote_category":0,"footnotes":""},"categories":[27],"tags":[],"class_list":["post-7057","post","type-post","status-publish","format-standard","has-post-thumbnail","hentry","category-investigacion"],"_links":{"self":[{"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/posts\/7057","targetHints":{"allow":["GET"]}}],"collection":[{"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/posts"}],"about":[{"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/types\/post"}],"author":[{"embeddable":true,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/users\/2"}],"replies":[{"embeddable":true,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=%2Fwp%2Fv2%2Fcomments&post=7057"}],"version-history":[{"count":3,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/posts\/7057\/revisions"}],"predecessor-version":[{"id":7077,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/posts\/7057\/revisions\/7077"}],"wp:featuredmedia":[{"embeddable":true,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/media\/7062"}],"wp:attachment":[{"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=%2Fwp%2Fv2%2Fmedia&parent=7057"}],"wp:term":[{"taxonomy":"category","embeddable":true,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=%2Fwp%2Fv2%2Fcategories&post=7057"},{"taxonomy":"post_tag","embeddable":true,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=%2Fwp%2Fv2%2Ftags&post=7057"}],"curies":[{"name":"wp","href":"https:\/\/api.w.org\/{rel}","templated":true}]}}![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/11\/fig_1_provincias_magmaticas.png\")
![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/11\/fig_2_caracteristicas_macroscopicas.jpg\")
![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/11\/fig_3_fotomicrografias_litologias.jpg\")
\ngabr\u00f3icos presenta los contenidos m\u00e1s altos de Fe2<\/sub>O3\u00a0<\/sub>total (12.55%), MgO (15.98%), CaO (11.03%) y de #Mg (74.85%), al igual que los valores m\u00e1s bajos de Al2<\/sub>O3<\/sub> , Na2O y K2<\/sub>O. La muestra analizada de p\u00f3rfido\u00a0monzon\u00edtico presenta valores intermedios entre las rocas menos evolucionadas y las m\u00e1s evolucionadas. En el caso de los p\u00f3rfidos monzodior\u00edticos, existen dos grupos con diferentes caracter\u00edsticas geoqu\u00edmicas. Por un lado, se tienen altas concentraciones de Al2<\/sub>O3<\/sub> (19.45%) y #Mg, mientras que en el otro se tienen mayores\u00a0contenidos de TiO2<\/sub>, Fe2<\/sub>O3<\/sub>t, MgO y CaO. Los valores arrojados para las muestras de monchiquita son muy similares entre s\u00ed, siendo las diferencias m\u00e1s significativas\u00a0el SiO2<\/sub> y el PPI: 44.37 y 48.31% en el primero y 4.41 y 2.68% para el segundo.<\/p>\n![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/11\/fig_4_fotomicrografias_alteracion.jpg\")
![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/11\/fig_5_fotomicrografias_evidencias.jpg\")
![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/11\/fig_6_diagrama_multielementos.jpg\")
![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/11\/fig_7_diagrama_discriminacion.jpg\")
\n
\ntexturas porfir\u00edticas, glomeroporfir\u00edticas y fluidales, adem\u00e1s de una alteraci\u00f3n que afecta intensamente la mineralog\u00eda primaria.<\/li>\n
\ngeoqu\u00edmicas observadas en las muestras analizadas, es posible concluir que no existe una relaci\u00f3n gen\u00e9tica entre los miembros litol\u00f3gicos\u00a0m\u00e1s evolucionados y los menos evolucionados\u00a0dentro de este complejo.<\/li>\n
\nde intraplaca para la formaci\u00f3n del complejo\u00a0hipabisal perif\u00e9rico de la Sierra de San Carlos. Esta interpretaci\u00f3n tambi\u00e9n puede ser apoyada por los enriquecimientos observados en los diagramas multielementos y de REE, t\u00edpicos de magmas generados en zonas profundas\u00a0del manto.<\/li>\n
\nAceptado: 29\/08\/17<\/p>\n