Condiciones de cristalización y diferenciación de las lavas del volcán El Metate (Campo Volcánico de Michoacán-Guanajuato, México)
Crystallization conditions during the differentiation of the El Metate volcano lavas (Michoacán-Guanajuato Volcanic Field, México)

E. Losantos¹, J.M. Cebriá¹, D.J. Morán-Zenteno², B.M. Martiny², J. López-Ruiz¹ 

¹ Instituto de Geociencias (CSIC, UCM). José Gutiérrez Abascal, 2. 28006 Madrid. España. Email: e.losantos@csic.es

² Instituto de Geología (UNAM). Ciudad Universitaria. 04510 México, D.F. México

IntroducciónTOP

Para establecer la evolución de los fundidos desde su acumulación en la cámara magmática hasta su ascenso y extrusión, es necesario conocer la temperatura y la presión a la que se formaron las diferentes fases que han cristalizado en el magma. Una de las aproximaciones más frecuentes consiste en estimar dichos parámetros a partir de la composición de las fases minerales, mediante la aplicación de geotermobarómetros basados en equilibrios químicos mineral-mineral y mineral-líquido. En la actualidad la aplicación de esta metodología se ha facilitado mucho al contarse con un completo arsenal de calibraciones para las fases más comunes en sistemas ígneos y adaptadas a un amplio rango de condiciones de presión, temperatura y composición (ver Putirka, 2008).

En efecto, estudios recientes sobre geotermobarometría en magmas basálticos (ver p.ej. Costa et al., 2013; Dahren et al., 2012; Keiding & Sigmarsson, 2012) han confirmado que este tipo de cálculos permite obtener información detallada sobre la evolución y funcionamiento del sistema magmático durante la diferenciación, incluidos aquellos que tienen lugar en sistema abierto, como la asimilación o la mezcla de magmas, y que son esenciales para perfilar cualquier modelo petrogenético. De hecho, como han demostrado otro tipo de estudios, contar con información sobre la evolución de la paragénesis mineral permite cuantificar con mayor precisión los procesos de diferenciación (ver p.ej. Cebriá et al., 2011).

Por estas razones, y en el contexto de una investigación más amplia sobre la petrogénesis del volcanismo en el Campo Volcánico de Michoacán-Guanajuato (México) se ha realizado un estudio geotermobarométrico (P-T-H₂O) a partir de la paragénesis mineral observada en un primer conjunto de 11 muestras representativas de las lavas emitidas por el volcán El Metate, como paso previo para establecer un modelo petrogenético cuantitativo que pueda ser aplicable a volcanes similares de la región. Las muestras fueron seleccionadas de modo que cubrieran la secuencia de lavas emitidas por el volcán. En este trabajo se detallan los resultados preliminares de dicha aproximación.

Contexto geológicoTOP

El Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM), es considerado el mayor arco volcánico Neógeno de Norteamérica, extendiéndose por la parte central del país en una franja entre las latitudes 18° 30′ N y 21° 30′ N sobre el extremo sur de la placa norteamericana (Fig. 1). Está constituido por campos monogenéticos, estratovolcanes y mesetas volcánicas cuya distribución está controlada por la tectónica regional (Ferrari et al., 1999; Ferrari et al., 2012; Johnson & Harrison, 1989; Suter et al., 1999). La composición de las lavas muestra una gran variabilidad composicional, si bien predominan los términos calcoalcalinos (ver Ferrari et al., 2012; Gómez-Tuena et al., 2007 y referencias incluidas).

El Campo Volcánico de Michoacán-Guanajuato (CVMG) es uno de los dos campos monogenéticos más grandes del CVTM (Hasenaka, 1994; Hasenaka & Carmichael, 1985). Se sitúa en la parte centro-occidental del mismo y comprende cerca de 400 volcanes de tamaño medio (2–12 km de diámetro basal y 100–1000 m de altura; Hasenaka, 1994) y alrededor de 1000 afloramientos de menor entidad producidos por actividad monogenética, incluyendo maares, domos y conos de ceniza (Hasenaka & Carmichael, 1987), entre los cuales pueden encontrarse ~377 pequeños volcanes en escudo andesíticos (Hasenaka, 1994) y más raramente estratovolcanes (e.g. Tancítaro, Patamban), distribuidos en una superficie de unos 40000 km². Se considera que el volcanismo monogenético en esta zona empezó hace ~3 Ma (Hasenaka & Carmichael, 1985), con una clara tendencia del frente volcánico a migrar hacia el suroeste. Predominan los términos calcoalcalinos, aunque también existen alcalinos y más raramente adakíticos (ver Ferrari et al., 2012; Gómez-Tuena et al., 2007 y referencias incluidas).

El Metate es un volcán en escudo que ocupa un área de algo más de 101 km² en el sector sur del CVMG (Fig. 1). Produjo en torno a quince coladas de lavas de las que apenas existe información petrológica ni geoquímica (una única muestra de afinidad calcoalcalina descrita en Hasenaka & Carmichael, 1987). La edad de este volcán tampoco está bien definida, ya que solo existe una determinación radiométrica, basada en ¹⁴C, de 4700 ± 200 años (Hasenaka & Carmichael, 1985).

Métodos analíticosTOP

Los análisis de elementos mayores en roca total se realizaron con un espectrómetro secuencial de rayos X Siemens SRS 3000 siguiendo el procedimiento descrito en Lozano-Santa Cruz & Bernal (2005) en el Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS) del Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM).

La química mineral fue determinada mediante microsonda electrónica. Se utilizó una microsonda JEOL® “Superprobe JXA-8900 M” con cuatro analizadores WDS, del Centro Nacional de Microscopía Electrónica de la Universidad Complutense de Madrid. Los análisis se realizaron sobre láminas pulidas metalizadas con una película de grafito y las condiciones de medida fueron de 15 kV de diferencia de potencial y un haz de electrones de 20 nA de intensidad de corriente y 5 μm de diámetro. Los tiempos de medida fueron de 10 segundos en la posición del pico y 5 en la de cada fondo, con unos límites de detección de 0.5–6% en peso para óxidos con concentraciones >1.5% en peso y <10% para óxidos con concentraciones <1.5% en peso. Los patrones usados fueron: sillimanita, albita, almandino, kaersutita, microclina, ilmenita, fluorapatito, escapolita, aleación de Ni, cromita, gahnita, bentonita y estroncianita que proceden del Smithsonian Institute (Washington DC, EEUU) y de la Universidad de Harvard (Boston, EEUU). Se analizaron Si, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, Na, K, Ti, Ni, Cr y P en olivino, plagioclasa, clinopiroxeno, ortopiroxeno y anfíbol. Excepto en el caso del anfíbol, los análisis se realizaron exclusivamente en aquellos cristales o zonas de los cristales que no mostraban evidencias de desequilibrio respecto a la matriz que los engloba.

Petrología y geoquímicaTOP

En la Tabla 1 se recoge la composición en elementos mayores de las rocas objeto de estudio y en las Tablas 2 a 6, se resume la composición de las fases consideradas en cada una de dichas muestras.

Todas las rocas consideradas presentan textura hipocristalina, inequigranular, porfídica y vacuolar (Fig. 2). La matriz es microcristalina y está compuesta por plagioclasa (Pl), ortopiroxeno (Opx), clinopiroxeno (Cpx), óxidos, olivino (Ol), y ocasionalmente vidrio. A excepción de los óxidos, las fases que componen la matriz aparecen asimismo como feno y microfenocristales, siendo Pl y piroxenos comunes a todas las muestras, mientras que el Ol aparece solo ocasionalmente. El anfíbol (Amp) también aparece como fenocristal en algunas de las muestras estudiadas. Por lo que respecta a su composición química (Tabla 1), las lavas de El Metate presentan un rango de variación en SiO₂ relativamente reducido por lo que están representadas casi exclusivamente por términos andesíticos (Fig. 3), con bajas relaciones FeO^T/MgO. Los relativamente altos contenidos de SiO₂ (61–55%) y bajos de MgO (5.8−3%) y del índice #Mg (66–58) indican que en todos los casos se trata de rocas evolucionadas.

En general las concentraciones de MgO, Fe₂O₃, y CaO, disminuyen respecto a SiO₂ (Fig. 4), mientras que K₂O, Na₂O, P₂O₅ y en cierta medida Al₂O₃, tienden a aumentar. Sin embargo, la distribución de estas rocas en los diagramas SiO₂-elemento revela la existencia de dos tendencias contrastadas. Como se puede observar sobre todo en el diagrama SiO₂-MgO, un grupo de muestras (M-20, M-60, M-61 y M-66), se distribuyen a lo largo de una pauta de menor pendiente respecto a la trayectoria representada por el resto. Asimismo las pautas generales de enriquecimiento/empobrecimiento no son siempre coincidentes. Así el primer grupo de muestras exhibe un empobrecimiento en K₂O, Na₂O y Al₂O₃ al aumentar el contenido de SiO₂, mientras que el resto muestra un enriquecimiento.

Fases mineralesTOP

OlivinoTOP

Los olivinos son en su mayoría feno y microfenocristales (Fig. 2A), aunque también aparecen como microcristales formando la matriz. En general son subidiomorfos, de bordes rotos o con golfos de corrosión, así como con zonas internas huecas. Si bien al microscopio es difícil de distinguir, en la microsonda se ha podido detectar que los fenocristales pueden presentar bordes de recrecimiento y en algún caso, una fina corona de Opx. El olivino aparece exclusivamente en las muestras con mayor contenido en MgO (>4.5%) y muestran un rango composicional relativamente estrecho entre Fo83 y Fo72 (Tabla 2).

PlagioclasaTOP

La plagioclasa se encuentra presente en todas las rocas estudiadas como fenocristales, microfenocristales, formando parte de la matriz y como inclusiones microcristalinas en fenocristales de otras fases. Es posible distinguir cuatro poblaciones principales de cristales de Pl (Fig. 2B, C y D):

El rango composicional observado en las plagioclasas analizadas es relativamente amplio, entre An71 y An54, y corresponden en su mayor parte a labradoritas (Fig. 5), excepto dos ejemplares de bitownita identificados en la matriz microcristalina. A pesar de la existencia de cuatro poblaciones principales de plagioclasas, el rango composicional observado en los análisis de feno- y microfenocristales y microcristales (ver la sección de geotermometría) muestran un rango equivalente al del conjunto de plagioclasas, con cierta tendencia de los cristales de la matriz a proyectarse en el extremo más anortítico del espectro (labradorita-bitownita), mientras que los bordes de microfenocristales se proyectan en la región de tendencia albítica.

Las plagioclasas de Tipo 3 (de textura de reabsorción generalizada tipo “spongy cellular sieved”) no han podido ser caracterizadas geoquímicamente dado el alto grado de alteración que presentan. Tampoco se han caracterizado las plagioclasas presentes en las coronas de los anfíboles, ya que pueden representar productos de reacciones de desequilibrio.

OrtopiroxenoTOP

El ortopiroxeno raramente se encuentra como fenocristal, pero es frecuente como microfenocristal, asi como en la matriz o formando parte del núcleo de un cristal con recrecimiento de clinopiroxeno.

Los cristales analizados se clasifican como enstatitas (Fig. 5) y tienen un rango composicional que oscila entre valores de #Mg (#Mg = Mg/(Mg+Fe⁺²) × 100) desde 81% a 73% (Tabla 4) para los microfenocristales, mientras que los cristales de la matriz se proyectan en un rango composicional algo más estrecho (79–74%).

ClinopiroxenoTOP

El clinopiroxeno aparece como fenocristales, microfenocristales así como en la matriz. La mayor parte de los microfeno y microcristales tienen inclusiones de opacos, mientras que los fenocristales muestran zonas isótropas, principalmente en el núcleo, y se caracterizan por tener un estrecho borde de recrecimiento (Fig. 2A). Algunos cristales exhiben además características particulares: pueden encontrarse en continuidad óptica con Opx formando un zonado en parches, o bien hallarse en forma de agregados de cristales con zonación concéntrica, donde el núcleo está formado por Opx y las zonas externas por Cpx.

El valor #Mg de los Cpx analizados varía entre 97–80% (Tabla 5) y se proyectan como augitas en el diagrama de clasificación Mg-Ca-Fe (Fig. 5). Los cristales de la matriz y los microfenocristales presentan las composiciones más magnésicas, con rangos de #Mg entre 84-92%. En cambio, los bordes de los fenocristales analizados abarcan un amplio abanico de composiciones (#Mg = 80–97%).

AnfíbolTOP

El Amp aparece como fenocristal y también como microfenocristal y muestra una compleja historia de alteración que incluye dos tipos de opacitización (sensu Plechov et al., 2008). Por un lado, se puede observar opacitización en coronas, que a su vez están compuestas por dos zonas: una parte interna que se desarrolla directamente en contacto con el anfíbol (opacita granular) y compuesta por Pl, Cpx y óxidos de entre 3 y 10 μm; y una parte externa de opacita simplectítica, que en ocasiones es la única que se desarrolla, compuesta por un agregado isótropo de minerales de grano fino cuya composición no pudo ser determinada. Por otro lado, también se observa opacitización en forma de áreas de descomposición volumétrica. Se denomina de este modo a zonas de reemplazamiento en el interior del cristal que han sido alteradas a través de planos de debilidad y que en este caso están compuestas mayoritariamente por cristales de clinopiroxeno que heredan la orientación estructural del anfibol al que reemplazan.

Atendiendo al tipo de corona de opacita que presentan, se pueden distinguir dos tipos de cristales: a) los casi euhedrales con tamaños que pueden ir desde fenocristales hasta microfenocristales, que no suelen presentar alteración en áreas de descomposición volumétrica y muestran únicamente coronas de opacita simplectítica (isótropa) (Fig. 2F), y b) los que presentan corona de opacita granular de Pl, Cpx y opacos muy desarrollada (Fig. 2D), que en ocasiones llega a reemplazar todo el mineral (pseudomorfos) (Fig. 2E). Estos cristales no suelen presentar opacita isótropa y son de tamaño inferior a los primeros. Todas las muestras con anfíbol incluyen ambos tipos, si bien los primeros son los más frecuentes.

En todos los casos se corresponden a anfíboles cálcicos y se clasifican como Mg-hastingsitas, a excepción de una pargasita (mayor contenido en Na respecto a Ca). No se han observado diferencias composicionales entre los diferentes tipos de cristales identificados petrográficamente.

GeotermobarometríaTOP

A partir de las diferentes formulaciones de geotermómetros y geobarómetros disponibles en la literatura (ver Putirka, 2008) se seleccionaron aquellos que mejor se adaptan en cada caso al rango composicional de las rocas objeto de estudio, así como a la paragénesis representada por Pl, Cpx, Opx, Ol y Amp.

La mayoría de estos geotermobarómetros estiman las condiciones P-T a partir de equilibrios químicos mineral-mineral o mineral-líquido. En consecuencia, para aplicarlos de forma estricta, solo se pueden considerar aquellos cristales o zonas de los mismos, que no presenten evidencias de desestabilización y se encuentren en contacto con la fase (sea mineral o líquido) con la que se encuentra en equilibrio. En consecuencia, los cálculos basados en equilibrios mineral-líquido se han limitado a las composiciones obtenidas en aquellas zonas de los minerales sin texturas de desequilibrio y que se encuentran en contacto con la matriz, asumiendo que la composición de la roca total representa de forma aproximada la composición del magma en equilibrio con las fases que contiene. Este es el caso de los termobarómetros para Ol, Cpx, Opx y Pl, que se basan en relaciones de intercambio entre el mineral y el fundido en equilibrio. Sin embargo, para el Amp las consideraciones anteriores no son aplicables debido a que el termobarómetro disponible utiliza únicamente la composición del mineral, por lo que se pueden utilizar tanto las composiciones obtenidas en el centro como en el borde del cristal.

OlivinoTOP

En el caso del olivino hemos adoptado la ecuación 22 de Putirka (2008), basada en el equilibrio olivino-líquido:

donde:

Esta ecuación es esencialmente una modificación del modelo de Beattie (1993), basado en el reparto de Mg entre olivino y líquido, pero que evita las sobreestimaciones en el cálculo de T en condiciones hidratadas.

Para testar la existencia de equilibrio entre olivino y el líquido, se utiliza el coeficiente de distribución Fe-Mg de la reacción:

MgO^Ol + FeO^liq = MgO^liq + FeO^Ol

cuya expresión es:

Como demostraron Roeder & Emslie (1970), este parámetro varía muy poco con la T o la composición del par olivino-líquido y tiene un valor prácticamente constante de 0.30 ± 0.03 en sistemas basálticos a P<2–3 GPa.

PlagioclasaTOP

En el caso de la plagioclasa, teniendo en cuenta la habitual presencia de agua en rocas calcoalcalinas (típicamente entre 1% y 4% en volcanes del CVMG; Johnson et al. 2010), hemos adoptado la ecuación 24a de Putirka (2008), que considera la posible presencia de agua en el líquido y reduce los errores respecto a calibraciones anteriores (p.ej. Ghiorso et al., 2002; Mathez, 1973; Putirka, 2005).

Para los cálculos de presión hemos utilizado la ecuación. 25a de Putirka (2008), originaria de Putirka (2005), por coherencia con el termómetro.

P(kbar) =
−42.2+4.94×10⁻² T(K)+1.16×10⁻² T(K)

Como prueba de equilibrio del par Pl-liq se ha utilizado la constante de equilibrio K_D(An-Ab)^Pl-liq. Aunque este parámetro varía respecto a P, T y H₂O, al ser dividido en dos intervalos de T se obtienen valores relativamente constantes de K_D(An-Ab)^Pl-liq = 0,10 ± 0,05 para T<1050 °C y K_D(An-Ab)^Pl-liq = 0,27 ± 0,11 para T >1050°C.

También se ha empleado la expresión 25b de (Putirka, 2008) ya que el equilibrio Pl-líquido proporciona un buen higrómetro cuando T es conocida:

H₂O(Wt)=25.95−0.0032T(°C)

Puesto que estas expresiones requieren conocer previamente algunos parámetros de las otras, la resolución se ha efectuado mediante cálculo iterativo.

OrtopiroxenoTOP

Para estimar las temperaturas de cristalización del ortopiroxeno hemos adoptado el termómetro calibrado por Putirka (2008) en su ecuación 28a. Esta expresión rectifica algunos problemas de sobreestimación de T asociados con el anterior termómetro de Beattie (1993), que hasta entonces era el único disponible, basado en el equilibrio Opx-líquido. La nueva calibración es aplicable en un amplio rango de P y entre 750–1600 °C, SiO₂ = 33–77% y H₂O = 0–14.2%, con un error de ± 39 °C (n = 793).

donde Fm = Fe + Mn + Mg

Para los cálculos de P hemos seleccionado la ecuación 29a de Putirka (2008), que utiliza la correlación positiva de FmAl₂SiO₆ respecto a P (entre 0.001 y 0.05 kbar) y proporciona estimaciones con un error de ± 2.6 kbar.

Como test de equilibrio del par Opx-líquido nos basamos en el diagrama de Rhodes (Rhodes et al., 1979) y el valor K_D (Fe-Mg)^Opx-liq = 0.29 ± 0.06 (para n = 785). Este valor no depende de P y T, pero disminuye ligeramente con el aumento en contenido en sílice de modo que K_D (Fe-Mg)^Opx-liq = 0,4805-0,3733*X_Si^liq.

ClinopiroxenoTOP

Los barómetros para clinopiroxenos se basan en la reacción NaO_0.5^liq + AlO_1.5^liq + 2SiO₂^liq = NaAlSi₂O₆^cpx, si bien los modelos más recientes han sido calibrados usando H₂O^liq (en% en peso) como variable para describir mejor las muestras hidratadas (Grove & Juster, 1989; Kinzler & Grove, 1992; Patiño Douce, 2005; Putirka et al., 1996; Putirka, 2008; Scaillet & MacDonald, 2003; Sisson & Grove, 1993a; Sisson & Grove, 1993b; Walter & Presnall, 1994). De estas, hemos seleccionado para el cálculo de P la expresión 32c de Putirka (2008), por su buen ajuste respecto a valores experimentales (error estimado de ± 1.5 kbar para n = 99).

Análogamente, para los cálculos de temperatura se ha utilizado la ecuación 33 de (Putirka, 2008), con errores estimados de ± 42 °C (para n = 320 hidratado) y ± 46 °C (para n = 854 anhidro).

Como test de equilibrio se ha calculado el valor de K_D(Fe-Mg)^Cpx-liq, que adopta un valor de 0,28 ± 0,08 mostrando poca variación respecto a la temperatura (Putirka, 2008).

AnfíbolTOP

Para calcular los valores de P y T de cristalización de los anfíboles hemos adoptado el reciente termobarómetro de Ridolfi et al. (2010), que no se basa en el equilibrio con el líquido y representa el único modelo actualmente disponible para anfíboles en magmas calcoalcalinos. Esta expresión permite asimismo calcular el porcentaje de H₂O del magma a partir del cual cristalizaría el anfíbol analizado.

donde:

donde Al_T es aluminio total.

donde:

ResultadosTOP

Como se ha indicado anteriormente, la aplicación de geotermómetros basados en equilibrios mineral-líquido plantea ciertas limitaciones ya que requiere contar con pares que no muestren signos de desequilibrio (p.ej. bordes corroídos o coronas de reacción). Además, si se acepta que la composición del líquido está representada por la roca total, es necesario asumir que el equilibrio se verifica únicamente con el borde de los minerales presentes en la roca. En consecuencia, las temperaturas obtenidas se limitan a la etapa final de cristalización de dichas fases. Para obtener las temperaturas a las que se produjo la cristalización de zonas internas de los minerales, sería necesario conocer la composición del líquido en equilibrio en el momento de la cristalización de dichas zonas.

De acuerdo con lo expuesto, en este trabajo los cálculos basados en geotermómetros mineral-líquido se han restringido a aquellos análisis obtenidos en minerales que no muestran evidencias texturales de desequilibrio respecto a la matriz y limitados bien a minerales que no muestran zonación (usualmente microcristales), o bien a bordes de fenocristales o microfenocristales. Asimismo, como se ha indicado más arriba, se han considerado únicamente aquellos pares mineral-líquido que proporcionan valores K_D dentro de los rangos considerados de equilibrio en cada caso. En las Tablas 2 a 6 y en la fig. 6 se recogen los resultados obtenidos de esta aproximación.

En el caso del Ol (Tabla 2), las temperaturas obtenidas oscilan entre 1232−1198°C, con una tendencia general a disminuir la temperatura de cristalización a medida que progresa la diferenciación (Fig. 6A).

Los cálculos para equilibrios Pl-liq proporcionan unas temperaturas y presiones de 1162–1126 °C, y 7.3−3.6 kbar respectivamente (Tabla 3). No se han observado diferencias significativas en los valores de T respecto al contenido en SiO₂ entre los distintos tipos de plagioclasas ni entre fenocristales y microcristales. Por otro lado, la variación de P respecto a T sugiere un rango de presiones bastante más amplio que el que se observa en las temperaturas calculadas.

Por su parte, la cristalización de los ortopiroxenos abarca un rango de temperaturas entre 1147 °C y 1027 °C (Tabla 4), con una tendencia general a la T al aumentar el contenido de SiO₂ (Fig. 6A). En el gráfico P-T los resultados se disponen con pocas excepciones en una relación directa de disminución de P con respecto a T (Fig. 6B). Como en el caso de las plagioclasas, no se observan diferencias entre las dos trayectorias de evolución o los tipos de Opx identificados.

El clinopiroxeno presenta el rango más amplio de temperaturas, desde los 1147 °C a los 1018 °C (Tabla 5), con cierta tendencia a disminuir el valor de T con el aumento de SiO₂ (Fig. 6A). La variación de P con respecto a la T sigue, como en el resto de fases analizadas, la relación directa habitual. Al igual que en el caso de Pl y Opx, tampoco se observan diferencias significativas en función de las diferentes tipologías de cristales analizados o de las pautas de evolución identificadas a partir de elementos mayores en roca total.

Los anfíboles analizados indican un rango de variación de T para la cristalización de esta fase entre 995 y 922 °C (Tabla 6), disponiéndose en una pauta de pendiente negativa respecto al aumento del contenido en SiO₂ de la roca correspondiente (Fig. 6A). Tanto los núcleos como los bordes analizados se proyectan en todo el rango de variación de T-SiO₂, aunque en este caso se aprecia cierta disminución de T de centro a borde en los cristales zonados. Por otro lado, las muestras con menor SiO₂ presentan los valores de P más altos, siguiendo una tendencia P-T análoga al resto de fases minerales (Fig. 6B).

Discusión y conclusionesTOP

Como se desprende de las variaciones composicionales basadas en elementos mayores, puestas de manifiesto en los diagramas SiO₂-elemento (Fig. 4), las lavas de El Metate se han fraccionado a partir de dos pautas de diferenciación constrastadas. Sin embargo, por lo que respecta a sus características petrográficas, apenas se observan diferencias significativas entre ambas tendencias. Así, la presencia de olivino, que está limitada a una de las pautas de evolución, coincide con los términos de menor grado de diferenciación (es decir, con mayor MgO y #Mg, y menor SiO₂), que están ausentes en la otra línea de diferenciación. Asimismo, si bien la presencia de anfíbol es característica de la serie con menor abundancia de MgO, dicha fase también se encuentra en las rocas con mayor grado de diferenciación del otro grupo (y por ende, con menor contenido relativo en MgO y K₂O). A pesar de estas diferencias, en todos los casos Pl, Opx y Cpx, aparecen como fenocristales y por tanto deben haber participado en el proceso de diferenciación de ambas series, sin que tampoco se hayan detectado diferencias significativas en lo que se refiere a la composición o la textura de ninguna de las fases estudiadas entre ambos grupos de rocas.

Por lo que respecta a las características del proceso de diferenciación, la frecuente presencia de texturas de desequilibrio en muchas de las fases (p.ej. zonaciones complejas, bordes corroídos y recrecimientos en plagioclasas, bordes de opacita y coronas de reacción en anfíboles), sugieren una evolución relativamente compleja. La posibilidad más razonable, siendo además el escenario más habitualmente observado en el volcanismo monogenético de Michoacán (ver p.ej. Cebriá et al., 2011; Corona-Chávez et al., 2006; Chesley et al., 2002; Luhr & Carmichael, 1985; Urrutia-Fucugauchi & Uribe-Cifuentes, 1999), sugiere a una evolución en sistema abierto, que podría implicar tanto la asimilación de material xenolítico como inyecciones de nuevos aportes de magma en el sistema. Por este motivo resulta especialmente adecuada la aproximación adoptada aquí, considerando exclusivamente aquellos minerales que representan fases en equilibrio con el magma que los engloba y cuya composición se asume respresentada por la composición de la roca total. Obviamente, esto implica que los resultados termobarométricos obtenidos se refieren al momento final de la cristalización de cada fase y por tanto es posible que no aporten información sobre las etapas previas de cristalización, cuyo estudio requeriría establecer la composición de los respectivos líquidos en equilibrio.

En la fig. 6A se presentan las temperaturas obtenidas para cada una de las fases respecto al contenido en SiO₂ de la roca, que se puede asumir como indicador del grado de diferenciación. Como se puede observar, la secuencia de cristalización se verifica en un relativamente estrecho margen de temperatura, comenzando con la aparición de Ol (1232−1198 °C), seguido de Pl (1162–1126 °C), Opx (1147−1027 °C) y Cpx (1147–1018 °C). En esta secuencia, el Ol deja de cristalizar con la aparición del Opx y los fenocristales de Pl con la del Cpx. Por su parte, el Amp cristalizaría en una última etapa, entre los 995°C y 922°C.

Los datos de P obtenidos (Fig. 6B) por los diferentes geobarómetros, indican que la cristalización se verifica entre los ~7 y 0 kbar, con una correspondencia directa entre P y T lo que sugiere que el proceso de diferenciación tuvo lugar desde ~25 km de profundidad hasta niveles superficiales.

Es de destacar que, como se ha descrito, los cristales de anfíbol presentan en todos los casos evidencias de desequilibrio, a pesar de lo cual se han podido calcular valores de T, P y contenido en agua gracias a la aplicación de un geotermobarómetro basado únicamente en la composición del mineral, por lo que estos datos solo aportan las condiciones de cristalización de los Amp, independientemente de que se encuentren o no en equilibrio con la roca huesped. En consecuencia, cabe la posibilidad de que los cristales de anfíbol representen xenocristales y que por tanto no se encuentren en equilibrio con el magma que los engloba. La procedencia de estos xenocristales podría resultar bien de la asimilación de las rocas atravesadas por el magma durante su ascenso a la superficie o bien de la mezcla con un pulso de magma más silíceo y de menor temperatura. Por otro lado, las condiciones geotermobarométricas calculadas y las variaciones en elementos mayores, también podrían explicarse si el Amp se genera en la última etapa en la secuencia de cristalización de estos magmas. Este supuesto se vería apoyado por la existencia de Amp en las dos tendencias de diferenciación identificadas, apareciendo siempre en los términos más evolucionados (con menor contenido en MgO) y en relación directa con un característico empobrecimiento en K₂O (que sería consecuencia del fraccionamiento de esta fase). Asimismo, esta hipotesis se vería reforzada ya que la cristalización de Amp está limitada a presiones entre 5 y 2.5 kbar. Esto podría explicar su desequilibrio al alcanzar niveles superficiales, donde se produce la desgasificación del magma y una reducción drástica del contenido en H₂O.

Al igual que en el caso del Amp, las evidencias de desequilibrio de otras fases pueden explicarse por desestabilización de dichas fases tras su cristalización durante etapas previas de la diferenciación, al variar las condiciones fisicoquímicas del magma en etapas posteriores de su evolución. Por ejemplo, en el caso de la Pl la desestabilización puede ser debida al incremento en el contenido de agua durante la cristalización, que como hemos visto se sitúa en torno al 1.6% durante su cristalización y alcanzaría hasta el 6.9% durante la cristalización de Amp. Esta es una situación relativamente frecuente en magmas calcoalcalinos y se ha observado también en volcanes cercanos como el Paricutin (Cebriá et al., 2011), donde su desaparición como fenocristal coincidiendo con la aparición de Opx, se interpretó como consecuencia del aumento en H₂O, en este caso debido a la entrada de agua en el sistema por asimilación de un componente cortical.

En resumen, los datos preliminares obtenidos en este estudio permiten establecer las condiciones P-T-H₂O bajo las que ha tenido lugar el proceso de diferenciación de las lavas de El Metate. Así, la secuencia de cristalización Ol ± Pl-Opx-Cpx( ± Amp?) parece iniciarse a unos 25 km de profundidad y temperaturas en torno a 1230 °C. El aumento del contenido en H₂O que se produce en el sistema al progresar la cristalización pudo haber provocado en primer lugar que la Pl deje de ser una fase estable en el sistema y que cuando en torno a los 990°C se alcanza un porcentaje de agua de ~7% se inicie la cristalización del Amp, que dejará de ser estable a niveles superficiales. No obstante las texturas de desequilibrio que presentan estas dos fases minerales sugieren que algunos cristales de Pl y los de Amp pueden tener un origen xenolítico.

Estos datos preliminares constituyen la base necesaria para perfilar un modelo petrogenético, que permita definir con precisión los parámetros del proceso, pero requieren resolver previamente algunas de las incóginas planteadas y que se encuentran actualmente en estudio. Así por ejemplo, es necesario establecer precisiones sobre las variaciones composicionales y termobarométricas a nivel de cristal en aquellos casos donde se observan zonaciones, lo que requiere además establecer la composición de sus correspondientes líquidos en equilibrio. Esto permitiría confirmar o descartar si en algún caso se trata de xenocristales y si se ha producido o no la entrada de nuevos aportes de magma en el sistema. Esta situación también podrá verificarse a partir del estudio de los microcristales presentes en coronas de reacción, como las observadas en Amp. Finalmente, contar con un mayor número de datos permitirá confirmar que realmente no existen diferencias termobarométricas entre las dos pautas de diferenciación observadas a partir de los elementos mayores de las rocas, como parecen indicar los primeros datos aquí expuestos.

AGRADECIMIENTOSTOP

Este trabajo ha sido financiado mediante el proyecto CGL2011-23422 del Ministerio de Economía y Competitividad de España. Asimismo se agradece la concesión a E. Losantos de una beca FPI (BES-2012-052390) asignada a dicho proyecto.

Agradecemos a Rufino Lozano-Santa Cruz y Laura Luna González, del Instituto de Geología (UNAM) por los análisis de FRX y por el apoyo en los trabajos de campo respectivamente, y a Alfredo Fernández Larios del Centro Nacional de Microscopía Electrónica (UCM) por su asistencia en los análisis por microsonda electrónica. Gracias especiales a Francisco Pérez Torrado (Universidad de Las Palmas de Gran Canaria) y a José Luis Arce (Instituto de Geología, UNAM) por la revisión del manuscrito original, que han mejorado el trabajo y han aportado nuevas ideas para futuras investigaciones.

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