Relaciones petrológicas entre xenolitos del manto y sus rocas portadoras en el noreste de México

En la periferia de la Sierra de San Carlos-Cruillas (SSCC) y Sierra de Tamaulipas (ST), dentro de la Provincia Alcalina Oriental Mexicana (PAOM) afloran rocas volcánicas del Terciario-Cuaternario que ocasionalmente son portadoras de xenolitos del Manto. Las rocas portadoras son alcalinas (p. ej. basaltos, traquibasaltos, basanitas, fonotefritas y foiditas) y con características geoquímicas de magmas primarios generados en zonas subcontinentales (SiO2 = 40.6 – 49.7%, MgO = 5.62 – 11.6%, Mg# = 59.2 – 69.7). La mineralogía observada en los xenolitos (olivino + ortopiroxeno + clinopiroxeno ± espinela), es la típica encontrada en nódulos ultramáficos inalterados del Manto. Los xenolitos del Manto son predominantemente lherzolitas de espinela, seguida de harzburgitas y en menor proporción, dunitas. Poseen una textura principalmente del tipo protogranular, sin embargo, unos pocos xenolitos muestran texturas transicionales de protogranular a porfiroclástica, indicando con ello que los xenolitos provienen de una zona del Manto estable, con poca o nula deformación. Se reconocieron además algunos cumulatos embebidos en las rocas basálticas. Los patrones de los diagramas multielementos normalizados al Manto Primordial de las rocas portadoras son muy similares a los que muestran los magmas máficos relacionados a un ambiente extensional. Este comportamiento indica que los magmas portadores se generaron en una zona del Manto enriquecida en elementos altamente incompatibles, con anfíbol y flogopita residual. Esta hipótesis está soportada por el enriquecimiento en LREE ((La/Yb)N = 10.8 – 27.1) y el comportamiento de los elementos traza relativamente inmóviles. En los diagramas de discriminación tectonomagmática se observa que los magmas portadores de xenolitos se generaron en un ambiente de intraplaca. En los diagramas de elementos mayores y traza vs. MgO para los xenolitos analizados, se observa una cierta correlación de una lherzolita fértil hasta una harzburgita refractaria. Este comportamiento está controlado por los diversos procesos de fusión parcial y la extracción progresiva de magmas basálticos. En los diagramas de multielementos y tierras raras, los xenolitos de la PAOM muestran concentraciones de elementos altamente incompatibles y LREE en general más bajas que la composición promedio del Manto Litosférico Continental. Se observa que el Manto hacia la parte de la SSCC es el más enriquecido de toda la zona de estudio, o bien, que ha sido afectado por procesos metasomáticos. Por el contrario, los xenolitos de la Mesa San Fernando (ST) presentan un patrón empobrecido, indicando con ello una fuente a la que se le ha extraído magma basáltico sin la adición posterior de fluidos metasomáticos. Estas características demuestran la heterogeneidad química del Manto bajo esta región de la PAOM. Las composiciones químicas en el centro y borde de los olivinos en los xenolitos oscilan de Fo92-86, mientras que los en los cumulatos es de Fo88-78. Los ortopiroxenos se caracterizan por un contenido de En87-91 y los clinopiroxenos de En43-45Fs2.74–9.31Wo49-51. Las espinelas cromíferas presentan contenidos de Mg/(Mg + Fe+2) = 0.70 – 0.81 y Cr/(Cr + Al) = 0.10 – 0.35. Utilizando diferentes geotermómetros, se calculó que los xenolitos equilibraron a una temperatura promedio de 820 – 1190°C. Una primera aproximación de la presión de equilibrio, basada en las composiciones modales de los magmas portadores, indica valores de 10 a 25 kbar. Adicionalmente, se realizaron estimaciones de las velocidades de ascenso de los magmas portadores de xenolitos, los cuales provienen de una profundidad aproximada de 45 km. Para la SSCC, donde los xenolitos tienen en promedio 5 cm de diámetro, los magmas ascendieron a razón de 1 – 3 km/h, mientras que para la ST, donde se encontraron xenolitos de hasta 1.30m de diámetro (Mesa San Fernando), la velocidad promedio de ascenso fue de 10 km/h. Utilizando un modelado de fusión parcial del tipo directo para REE, se observó que la composición del Manto representada por los xenolitos (CB-8 y CLE-1) no reproducen los patrones de REE observados en los magmas portadores correspondientes. Mediante la aplicación del modelado con inversión, se obtuvo que los magmas portadores se generaron en el campo de estabilidad de la lherzolita de espinela, en una zona más enriquecida en elementos altamente incompatibles que la representada por los xenolitos muestreados