INTRODUCCIÓN

Las investigaciones geomorfológicas han sido impulsadas por técnicas radiométricas que permiten cuantificar las tasas de erosión e incisión del relieve en escalas de miles a millones de años (Moses et al., 2014). Tales técnicas permiten estimar las tasas de exhumación (p. ej. Margirier et al., 2015; Turab et al., 2017), erosión (p. ej. Vanacker et al., 2007) e incisión (p. ej. Leland et al., 1998) de complejos montañosos, así como tasas de acumulación/sedimentación de materiales provenientes de cadenas montañosas (p. ej. Gunderson et al., 2014). No obstante, la distribución de las edades U-Pb de zircones detríticos y su composición química, además de develar su procedencia, se ha empleado como un registro del sistema erosivo en cuencas fluviales que expone las modificaciones acontecidas en espacio y tiempo (p. ej. He et al., 2014; Blum et al., 2017). Lo anterior se traduce en que el análisis de registros sedimentarios puede proveer información sobre el acarreo de materiales de una cuenca vecina por medio de la intrusión de un río, en un proceso denominado captura de drenaje (Davis, 1890), o si existe una conexión que fue interrumpida por un levantamiento tectónico o un episodio volcánico.

El cambio de ruta de sedimentos de una cuenca a otra se ha estudiado en escenarios donde la actividad tectónica erosiona y/o moviliza divisorias. Bracciali et al. (2015) mostraron que el registro de las edades de zircones detríticos evidencia que el río Brahmaputra comenzó a incorporar sedimentos de una cuenca vecina a través de una conexión fluvial producida por modificaciones en las divisorias y resultantes de una exhumación que tuvo lugar en el Mioceno. En un caso opuesto, Ingersoll et al. (2013) exploraron el caso en el que el registro de zircones detríticos evidencia que la planicie de Colorado, así como la parte sureste de la costa de California, han permanecido aisladas desde el Cretácico tardío. Los casos de estudio citados confirman que las divisorias pueden ser elementos cambiantes o prevalentes en función del control tectónico y/o climático que opere en el sitio de interés. De tal forma que, el análisis de sedimentos basado en una geocronología con el método de U-Pb en zircones detríticos, es una herramienta con el potencial de esclarecer si hay áreas abastecidas por sedimentos de un complejo montañoso con el cual no tengan una conexión fluvial actual.

El método de U-Pb en zircones detríticos se ha empleado para estimar la procedencia de sedimentos en el sureste de México (p. ej. Armstrong-Altrin et al., 2012; Witt et al., 2012; Tapia-Fernández et al., 2017), el occidente de México (p. ej. Cavazos-Tovar et al., 2020; Lawton et al., 2020), sur de México (Sierra-Rojas et al., 2016; 2020), y nororiente de México (Juárez-Arriaga et al., 2019; 2021). Los resultados de estas investigaciones proveen pistas sobre la paleogeografía y el contexto en el cual, las cadenas montañosas han sido erosionadas y los sedimentos transportados a través de antiguos sistemas fluviales.

A su vez, el estudio de las divisorias de cuencas fluviales se ha centrado en las capturas de drenaje, en las cuales, los ríos con mayor capacidad erosiva (agresores) erosionan las cabeceras y se apropian del drenaje de ríos de cuencas vecinas (víctimas) que tienen una menor tasa erosiva (Davis, 1890; Crosby, 1937; Bishop, 1995) (Figura 1a). Las capturas de drenaje son reconocidas por decapitaciones en los ríos en forma de codos de captura (p. ej. Struth et al., 2015) y canales parcialmente abandonados en divisorias (p. ej. Valdiya, 1996) (Figura 1b); dicho proceso repercute en el registro sedimentológico de las cuencas agresoras que comienzan a transportar materiales provenientes de cuenca(s) víctima(s) (Figura 1b). Sin embargo, existe un escenario distinto, donde la actividad volcánica puede fragmentar las rutas de evacuación de sedimento de una cuenca fluvial, de tal modo que las partes inferiores pierden el suministro de los materiales localizados aguas arriba. El registro sedimentológico de cuencas que pierden áreas de abastecimiento se caracteriza por contener sedimentos ajenos al sistema fluvial en el que se encuentran actualmente, este último caso es el que se aborda en la presente investigación.

OBJETIVOS

Para el relieve del centro-occidente de México, la datación U-Pb de zircones detríticos permitiría esclarecer si los sedimentos que provienen de la Sierra Madre Occidental (SMO, Oligoceno tardío-Mioceno temprano) drenaban a la Bahía de Banderas, lo anterior habría sido por medio de una conexión fluvial interrumpida por el emplazamiento de la Faja Volcánica Trans-Mexicana (FVTM), a partir del Mioceno tardío (Gómez-Tuena et al., 2007; Ferrari et al., 2012) (Figura 2). Por lo tanto, analizar la distribución de edades y de composición química de los zircones detríticos en los sedimentos del curso bajo de los ríos Ameca y Santiago, en las planicies fluviales de Bahía de Banderas y Nayarit (Figura 2), puede confirmar si la actividad volcánica de la FVTM produjo un cambio en la ruta de evacuación de los sedimentos provenientes de la SMO hacia la planicie de Nayarit a través del río Santiago, y si la FVTM aisló una porción del relieve que actualmente corresponde a la cuenca del río Ameca (Figura 2).

El relieve del sector occidental de la FVTM aún se encuentra sometido a la actividad tectónica extensional (Selvans et al., 2011) (Figura 2), la cual genera una respuesta del sistema fluvial que interactúa con los ríos que inciden en el sector norte del Bloque Jalisco (BJ) y en el sector sur de la SMO. Comprender la interacción mencionada es clave para esclarecer la tendencia evolutiva de la FVTM después de reordenar el relieve centro-occidente de México. Por lo anterior, se realizó un análisis de la evolución del relieve del centro-occidente de México para reconstruir los posibles patrones de disección resultantes del emplazamiento de la FVTM.

GEOLOGÍA DEL CENTRO-OCCIDENTE DE MÉXICO

El relieve del centro-occidente de México está compuesto mayoritariamente por la provincia ígnea de la SMO (Figura 2) que resulta del emplazamiento dividido en dos episodios: (1) un complejo volcánico de ~100 a 50 Ma (McDowell y Keizer, 1977; Ferrari et al., 2007) y (2) grandes volúmenes de ignimbritas emitidas del Oligoceno tardío al Mioceno temprano (Ferrari et al., 2007). Los episodios mencionados son resultado de la etapa final de la subducción de la placa de Farallón bajo la placa de Norteamérica (Ferrari et al., 2018). Durante el Oligoceno tardío al Mioceno temprano, ocurrió un adelgazamiento cortical producto de la extensión, sincrónico al emplazamiento de los materiales ígneos, que derivó en el desarrollo de grábenes y medios grábenes con orientación N-S que conforman el relieve Basin and Range al oeste de la SMO (Ferrari et al., 2007, 2013). La reorganización geodinámica que llevó a la apertura del Golfo de California también estuvo acompañada, al sureste, por el desarrollo de fallas normales que conforman al rift Tepic-Zacoalco (RTZ) y que controla, desde el Mioceno tardío hasta el presente, el emplazamiento de los edificios volcánicos en el occidente de la FVTM (Gómez-Tuena et al., 2007; Ferrari et al., 2012) (Figura 2).

La FVTM limita parcialmente al sur con el BJ (Figura 2), el cual está conformado en su mayoría por el Batolito de Puerto Vallarta (BPV) que tiene una edad de ~85 a 80 Ma. Esta última unidad cortical está compuesta de granito, granodiorita y rocas metasedimentarias (Valencia et al., 2013; Schaaf et al., 2020). Desde el punto de vista tectónico, el BJ está delimitado al norte por el RTZ, al este por el rift de Colima (RC) y al sur por la trinchera mesoamericana (Figura 2). Actualmente, el BJ tiene un movimiento relativo de 2 mm/año con respecto a la Placa de Norteamérica (Selvans et al., 2011) y un levantamiento activo reflejado en las altas tasas de incisión del río Atenguillo para el Plioceno-Holoceno que varían de 0.6 a 5.6 mm/año (Righter et al., 2010). Al occidente del BJ y oriente del Complejo de Punta Mita (CPM, ~80 y ~160 Ma en U-Pb), compuesto de granitos y rocas metamórficas (Valencia et al., 2013; Schaaf et al., 2020), está localizado el Graben de Puerto Vallarta (GPV) que fue probablemente formado en el Mioceno (Ferrari et al., 1994). Al igual que los grábenes de la SMO del Oligoceno tardío al Mioceno temprano, el GPV habría controlado y preservado parcialmente las vertientes del cañón submarino que se encuentra en Bahía de Banderas (Álvarez, 2002). Por lo tanto, el GPV pudo haber fungido como la principal vía de descarga de sedimentos provenientes de la SMO, previo a la actividad de la FVTM al occidente como se discutirá más adelante.

MATERIALES Y MÉTODOS

Procesamiento de los zircones detríticos

Las muestras provenientes de las desembocaduras cerca de los frentes montañosos de los ríos Santiago y Ameca (Tabla 1), junto con algunas cuencas tributarias, fueron colectadas en trabajos de campo y posteriormente procesadas y analizadas en el Laboratorio de Estudios Isotópicos del Centro de Geociencias de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), en el campus de Juriquilla, Querétaro. La recolección de muestras se hizo bajo la premisa de que los sedimentos contenidos en los sedimentos del fondo de los canales activos preservan sedimentos previos al emplazamiento de la FVTM a partir del Mioceno tardío, ya que los sedimentos antiguos en el curso bajo de los ríos pueden permanecer sin alteración en reservorios o zonas de amortiguamiento (Allen, 2017).

Las muestras de sedimento colectadas en el lecho de los ríos fueron tamizadas para obtener la fracción de arenas (<500 µm). Cada muestra fue tamizada para obtener la fracción de circa 70 µm de la cual se tomó una cantidad de ~15 g para agitarla con agua en un vaso de precipitados. El material en suspensión se removió, mientras que el material depositado en el fondo del vaso, que es más denso y contiene a los zircones, se diferenció de los minerales ferromagnesianos por medio de un separador magnético Frantz. Este material fue guardado en cajas Petri y examinado en un microscopio óptico para extraer un número aproximado de 100 zircones por cada muestra, se procuró seleccionar los zircones sin ningún sesgo de forma o color a fin de obtener una muestra heterogénea (Anexo 1). El proceso de decantación se realizó en distintas porciones de la muestra hasta colectar el número deseado de zircones detríticos, ya que la cantidad de estos minerales es variable para la cantidad tomada de cada muestra (Anexo 1).

Los zircones identificados en el microscopio fueron colocados en una cinta adhesiva traslúcida unida a un vidrio. Cada muestra de zircones detríticos fue reposicionada a una resina que fue pulida para obtener una superficie lisa en todos los cristales, lo anterior permitió tomar fotografías por medio de catodoluminiscencia (Anexo 1 y 2) con un luminoscopio ELM-3 que opera a 5 kV a un vacío de 40 mtorr. Los zircones fotografiados con esta técnica son traslucidos, en otro caso corresponden a otro mineral (p. ej. apatitos). Cada muestra tuvo una fotografía de luz natural y una con catodolouminiscencia, las cuales fueron procesadas con el programa GeoStar® (Applied spectra, 2018). El programa mencionado se usó para trazar un mapa que indica el orden que el láser siguió para muestrear las capas externas de los zircones detríticos, y después hacer el fechamiento por U y Pb.

Los zircones detríticos en la probeta fueron montados en el sistema Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry (LA-ICP-MS), con lo cual es posible detectar el mapa de muestreo con el programa GeoStar® (Applied spectra, 2018). El sistema LA-ICP-MS está armado con un láser de excímeros (ArF) LPX-Pro con celda de ablación S-155 y un cuadrupolo modelo ICAP Qc, de la marca Thermo. El U y Pb radiogénico de las capas más externas de los zircones fueron liberados con el láser y contabilizados para obtener la edad de la cristalización, a la par, la cantidad de Elementos de Tierras Raras (ETR) presente en las capas externas fue contabilizada para cada zircón, las ETR analizadas corresponden a los elementos La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Yb y Lu (Taylor y McLennan, 1981; Rudnick y Fountain, 1995; Roy et al., 2010).

Los zircones detríticos fueron filtrados seleccionando sólo aquellos con edad inferior al Cretácico tardío (100 Ma), ya que esa temporalidad comprende los elementos que afloran en el área de estudio. Las edades de los zircones de cada cuenca y subcuenca se graficaron en histogramas para identificar los zircones del Oligoceno tardío-Mioceno temprano. Posteriormente, las concentraciones de las ETR (ppm) en los zircones se compararon con el test no paramétrico de Kolmogorov-Smirnov, el cual permitió identificar semejanzas en la composición química para determinar si los materiales de las cuencas y subcuencas son equiparables entre sí, i.e. si los zircones detríticos del Oligoceno tardío-Mioceno temprano identificados son químicamente semejantes y corresponden a la SMO. El test Kolmogorov-Smirnov compara la distribución de las frecuencias acumuladas de dos muestras escogidas para obtener la discrepancia máxima (D). El valor D se compara con la tabla de valores p de tal forma que si p >0.05 no se rechaza la hipótesis nula, es decir, la distribución de los valores de una misma variable en las muestras comparadas no es diferente, pero si p <0.05 se acepta la hipótesis alternativa que indica que la distribución de los valores de una misma variable en ambas muestras es diferente. Las pruebas Kolmogorov-Smirnov se realizaron mediante la librería Scipy (Virtanen et al., 2020), disponible en el lenguaje de programación Python.

Las concentraciones de las ETR (ppm) en los zircones detríticos fueron normalizadas con las concentraciones de las ETR registradas en las condritas (Taylor y McLennan, 1981), las concentraciones normalizadas se graficaron por cuenca y subcuenca para visualizar patrones que indiquen semejanzas en composición química.

La geocronología de los zircones de este estudio fue complementada con los datos publicados por Fletcher et al. (2007), quienes utilizaron los zircones detríticos en los sedimentos del río Ameca para esclarecer el origen del abanico Magdalena en la península de California. Finalmente, para cada muestra las concentraciones de las ETR y las edades de zircones se analizaron con un escalamiento multidimensional, o Multidimensional Scaling (MDS), para esclarecer si hay agrupaciones. El MDS es un análisis de similitud entre las variables de cada elemento de una muestra por medio de una matriz de proximidad o de distancias, de la cual se obtienen dos componentes que, al graficarse en un espacio bidimensional, representan la similitud o lejanía de los elementos de una muestra. El MDS es similar al análisis de componentes principales o Principal Component Analysis (PCA), no obstante, la técnica PCA se basa en correlaciones existentes entre variables de los elementos de cada muestra, mientras que el MDS se basa en las diferencias entre variables de los elementos de cada muestra. Por lo tanto, la técnica MDS se empleó para encontrar agrupaciones de zircones detríticos, las cuales estén determinadas por variables tales como los ETR y edad de cristalización calculada de las concentraciones de U y Pb. El análisis MDS se realizó en el lenguaje de programación Python por medio de un código previamente desarrollado y disponible en las librerías del lenguaje.

Debido a que los zircones detríticos disponibles para esta investigación son escasos, los análisis descritos no tuvieron un filtro basado en la discordancia de las edades determinadas con el método U-Pb. No obstante, los diagramas de concordia (Anexo 3) e histogramas (Anexo 4) sí fueron elaborados con los zircones concordantes. Los datos geoquímicos obtenidos de todos los zircones están disponibles en las tablas por muestra del Anexo 5.

Morfometría de los ríos del centro-occidente de México

El análisis morfométrico se elaboró a partir de un Modelo Digital de Elevación (MDE) con resolución espacial de 90 m obtenido del sitio OpenTopography (2019), del cual se delimitó la red de drenaje con el programa LSDTopoTools (Land Surface Dynamics Topographic Tools, 2019). Se estableció un área de drenaje mínima de 1 km para obtener la red de drenaje en la que predominan los procesos fluviales sobre los de ladera (p. ej. Montgomery y Foufoula-Georgiou, 1993). De esta forma se delimitaron las cuencas de los ríos Ameca y Santiago, así como sus subcuencas o cuencas internas.

La extracción de la red de drenaje se usó para explorar la movilidad de divisorias del sector occidental de la FVTM. Los cambios y ajustes en las divisorias se han planteado como respuestas del sistema fluvial ante controles ejercidos en su mayoría por la tectónica (Willet et al., 2014; Whipple et al., 2017). Estas respuestas son desequilibrios que tienden hacia un estado de balance donde las tasas de erosión sean equiparables en todo el sistema fluvial (Whipple, 2001). Para el caso de las divisorias, la migración horizontal, la cual es una erosión remontante, tiende a compensar el área de drenaje y el gradiente las vertientes (Willet et al., 2014). El desequilibrio de las vertientes puede ser analizado mediante la métrica de Gilbert (p. ej. Forte et al., 2018) o a través de la linealización de perfiles fluviales e integrando el área de drenaje expresada en valores denominados χ de tal forma que (Perron y Royden, 2013):

(1)

Donde x es la distancia desde la desembocadura de la cuenca principal, A corresponde al área de drenaje, m y n son variables cuya relación determina el cambio de los valores χ a lo largo del perfil, m/n tiene un valor de referencia aproximado a 0.45 (Whipple y Tucker, 1999) y que se considera como la concavidad, el valor A0 = 1 km2 se utiliza como el área crítica donde predominan los procesos fluviales (cf. Montgomery y Foufoula-Georgiou, 1993). Los valores χ representan las diferencias en incisión, de tal modo que relieves en desequilibrio muestran una asimetría en las gráficas de los valores χ versus elevación de las vertientes (Willet et al., 2014) (Figura 3a), donde los ríos con mayor pendiente en la regresión lineal χ versus elevación son más erosivos e incentivan la erosión remontante de las cabeceras, y en consecuencia corresponden a vertientes ‘agresoras’. La migración ocurre hacía áreas donde la pendiente de los perfiles χ es menor, el equilibrio ocurre hasta que la pendiente en ambas vertientes es similar (Figura 3b). Los desequilibrios en los valores χ de las vertientes muestran que aquellas con mayor pendiente tienen valores χ menores respecto a las laderas con menor pendiente, de tal suerte que la migración de las divisorias es de los valores χ menores a los mayores (Figura 3). La migración de divisorias está también afectada por las características del sustrato rocoso, en los que influye la dureza y porosidad, así como la distribución de fracturas y fallas. En algunos casos, los flujos subterráneos, también favorecen el desgaste y la consecuente migración de las divisorias (Crosby, 1937; Bishop, 1995). Para esta investigación sólo se consideró identificar qué vertiente es más ‘agresiva’, sin considerar de qué forma influye la variabilidad litológica en la erosión de las vertientes y en la tasa de movilidad de las divisorias.

Los valores χ se calcularon con LSDTopoTools, aquellos que están en la vertiente norte de la FVTM (cuenca del río Santiago) fueron cartografiados y usados para hacer una regresión lineal con los valores de elevación. El proceso anterior se repitió para la vertiente sur de la FVTM (cuenca del río Ameca). Con los datos obtenidos se compararon ambas vertientes. La comparación de valores χ en las vertientes de la FVTM permitió dilucidar qué vertiente es más erosiva y controla la movilidad de la divisoria principal. El análisis con los valores χ fue complementado por medio de un perfil de barrido (swath profile) para el cual se utilizaron rectángulos de 1 km de ancho por 100 km de largo y alineados con los ríos Ameca y Santiago, a fin de cubrir la zona occidental de la FVTM. Para cada rectángulo se calculó la elevación mínima, media y máxima, de tal forma que se represente al relieve local o incisión total de las vertientes (p. ej. Montgomery y Brandon, 2002). Se procuró que dentro del perfil de barrido los ríos Ameca y Santiago fueran muestreados de forma perpendicular para con ello resaltar entre ambos las diferencias principales en términos de incisión. Finalmente, dentro del área del perfil de barrido, se calculó el volumen actual del perfil de los ríos Ameca y Santiago con el fin de estimar y comparar su incisión actual.

Análisis de la preservación del relieve de la SMO

Bajo la hipótesis de que el relieve de la SMO está parcialmente preservado desde el Mioceno temprano, los ríos principales de norte a sur, particularmente los ríos Bolaños y Juchipila, habrían sido parte de la conexión de la SMO con la Bahía de Banderas y posteriormente truncados en el Mioceno tardío por el volcanismo asociado a la FVTM. Con base en lo anterior, se hizo una reconstrucción aguas abajo de los perfiles de los ríos mencionados para validar si tales ríos vertían a las partes internas de la actual cuenca del río Ameca (Figura 4). La reconstrucción se hizo mediante el planteamiento de Hack (p. ej. Rigon et al., 1996) en el cual:

L = CAH (2)

Donde la longitud del canal principal (L), medida desde la cabecera, se incrementa de forma potencial en función del área de drenaje (A); H es el factor de elongamiento de la cuenca y C es la constante de la magnitud del tamaño de la cuenca en A. A fin de representar de forma más aproximada el área de drenaje existente para los ríos del Mioceno, se omitió el área de drenaje proveniente de algunos sectores adyacentes a las vertientes que correspondiera a capturas de drenaje posteriores al Mioceno temprano (Figura 4). Los ríos Bolaños y Juchipila tienen knickpoints en sus transectos próximos al río Santiago, lo cual sugiere que pueden ser producto del levantamiento flexural asociado a la incisión promovida por el RTZ (Montgomery y López-Blanco, 2003) (Figura 4). Los segmentos aguas debajo de los knickpoints mencionados tienen una verticalidad pronunciada que no correspondería con la morfología preservada del Mioceno temprano, por lo tanto, fueron omitidos en la proyección de perfiles (Figura 4).

A partir de los knickpoints que truncan a los ríos Bolaños y Juchipila, se extrapolaron aguas abajo los valores L en función de la distancia diagonal de los píxeles del DEM con resolución de 90 m (i.e. 120 m) hasta una distancia donde hipotéticamente estaría el GPV, y los coeficientes del intercepto y la pendiente de la función potencial de Hack se usaron de forma inversa para estimar el área de drenaje en cada punto de las distancias aguas abajo extrapoladas. Simultáneamente, se probó la ley de Flint (1974) en la cual:

S = ksA-θ (3)

Donde S es la pendiente del canal (m/m), A el área de drenaje, ks el índice de verticalidad y θ corresponde a la relación que describe parámetros hidráulicos del canal y que conforman la concavidad. Ya que los valores S y la primera derivada de la elevación (z') tienen una correlación cercana a 100 %, los últimos valores se emplearon porque permiten una reconstrucción de la elevación mediante una sencilla discretización de los valores y sin necesidad de omitir datos como ocurre si se muestrea S. Los coeficientes de la función potencial de Flint se usaron en los valores de área de drenaje predicha para estimar los valores z', estos últimos fueron sumados de forma acumulativa, desde la parte más distal de los perfiles extrapolados y restados al valor de elevación correspondiente al knickpoint que limita el relieve preservado del Oligoceno-Mioceno temprano. Lo anterior permitió una reproyección parcial aguas debajo de los perfiles y reconstruir una posible configuración de los perfiles previa al emplazamiento de la FVTM.

RESULTADOS

Cronología de los zircones detríticos de las cuencas Ameca y Santiago

Las edades de los zircones detríticos en el curso bajo de las cuencas del occidente de México (Figura 5a y 5b) muestran que para la cuenca Santiago, la mayoría de las edades está en un intervalo de ~30 a 20 Ma que corresponde al Oligoceno tardío al Mioceno temprano (Figura 5c). Las edades determinadas en este estudio son consistentes con las obtenidas por Fletcher et al. (2007) en las porciones sur de la SMO (Figura 5d). Para el caso de la cuenca Ameca, la mayoría de las edades está en un intervalo de ~80 a 60 Ma que corresponde al Cretácico tardío (Figura 5e) y es concordante con la cronología de Fletcher et al. (2007) para las porciones norte del BJ (Figura 5f). No obstante, los datos de la cuenca Ameca registran un segundo grupo de edades ubicadas entre el Oligoceno tardío y el Mioceno temprano (Figura 5e) y que son más antiguas a la edad establecida para el volcanismo de la FVTM en el Mioceno tardío (Gómez-Tuena et al., 2007). Los ríos que inciden en la parte meridional de la FVTM y alrededor del lago Zacoalco (Figura 5b) también presentan zircones de edades entre el Oligoceno tardío y el Mioceno temprano (Figura 5g, 5h y 5j).

Las pruebas de Kolmogorov-Smirnov utilizadas para comparar la distribución de las ETR de los zircones detríticos del Oligoceno tardío-Mioceno temprano indican que la distribución de las ETR no es distinta para todas las cuencas y ríos tributarios (Tabla 2, valores p>0.05), lo que confirma que son químicamente similares. Sin embargo, las pruebas de Kolmogorov-Smirnov hechas en las ETR de los zircones detríticos y del Paleoceno-Eoceno (Tabla 3) y del Cretácico tardío (Tabla 4) indican que no hay una afinidad química dominante en las ETR, esto último apunta a que los zircones son, de forma general, químicamente diferentes (p <0.05), aunque tengan una temporalidad similar.

Las gráficas de concentraciones normalizadas de las REE muestran que los zircones del Oligoceno tardío-Mioceno temprano tienen una firma similar en las cuencas y subcuencas (Figura 6). Por otra parte, el análisis del MDS revela que los zircones detríticos correspondientes al Oligoceno tardío-Mioceno temprano tienen una agrupación similar en las cuencas y ríos tributarios muestreados, con excepción de la subcuenca Atenguillo que erosiona al interior del BJ (Figura 7). Lo anterior también sugiere que la composición química de los zircones detríticos es similar. La Figura 7 muestra que los zircones detríticos correspondientes al Cretácico tardío y al Paleoceno-Eoceno no tienen una agrupación similar que apoye una composición química semejante para las cuencas muestreadas.

 

Dinámica de las vertientes en el sector occidental de la FVTM

El análisis de las divisorias en el relieve occidental de la FVTM, por medio de una relación lineal de los valores χ versus elevación en los ríos, muestra que la vertiente de la cuenca Santiago tiene un gradiente mayor respecto a la del río Ameca (Figura 8), lo cual favorece la erosión remontante con dirección al sur y, por tanto, es el componente de migración de la divisoria (cf. Willet et al. 2014). El perfil de barrido a lo largo del occidente de la FVTM también resalta que las vertientes que convergen al río Santiago son más incisivas respecto a las que convergen al río Ameca ya que presentan un mayor desnivel, aunque existe mayor variabilidad para la porción de la vertiente sur (Figura 9). Aunado a lo anterior, resalta el hecho que el río Santiago presenta una mayor incisión con respecto al río Ameca, sobre todo si se toma como referencia el área del perfil de barrido y el supuesto de que ambos ríos ya disecaban el relieve desde finales del Mioceno y son previos al emplazamiento de la FVTM. En tal caso, el río Santiago habría tenido un 60% de mayor incisión respecto al río Ameca (Figura 10).

DISCUSIÓN

Procedencia de los materiales del Oligoceno tardío-Mioceno temprano en el centro-occidente de México

Los análisis de los zircones detríticos de las cuencas y ríos tributarios del occidente de México indican que el material del Oligoceno tardío-Mioceno temprano, presente en la cuenca Santiago, es químicamente equiparable al material encontrado en la cuenca Ameca y sus partes internas. En el caso de la cuenca Ameca, el relieve está conformado en su mayoría por rocas volcánicas del Plioceno de la FVTM (Gómez-Tuena et al., 2007) y, en menor grado, por rocas graníticas, metamórficas y sedimentarias del Cretácico tardío-Jurásico en el BJ (Valencia et al., 2013; Schaaf et al., 2020), por tanto, los zircones detríticos del Oligoceno tardío-Mioceno temprano en la cuenca Ameca pudieran corresponder a sedimentos de la SMO.

La interacción del arco magmático del área del BPV durante el Cretácico tardío al Paleoceno-Eoceno (Valencia-Moreno et al., 2021; Schaaf et al., 2020) generó una variabilidad litológica que posiblemente está registrada en los zircones detríticos provenientes de las partes internas de la cuenca Ameca, esta misma variabilidad explica la falta de afinidad química detectable con las pruebas de Kolmogorov-Smirnov y el MDS (Tablas 3 y 4, Figura 7). Los zircones detríticos del Paleoceno-Eoceno de la cuenca Santiago corresponderían al primer episodio formativo de la SMO (McDowell y Keizer, 1977), este origen es diferente al del arco magmático del BPV (Valencia-Moreno et al., 2021) y es explicativo de la falta de afinidad química con la cuenca Ameca y sus ríos tributarios.

Debido a la limitada disponibilidad de datos geocronológicos, es complicado afirmar concluyentemente una conexión de la SMO hacia la planicie de la Bahía de Banderas; en este sentido, es por ello necesaria una investigación con más sitios de muestreo a fin de confirmar de forma robusta la conexión fluvial antigua durante el Oligoceno tardío-Mioceno temprano.

Efectos del emplazamiento de la FVTM en la movilidad de los materiales de la SMO

El planteamiento de una conexión entre la SMO con la Bahía de Banderas antes del Mioceno temprano implicaría que los ríos Bolaños y Juchipila habrían trasladado material erosionado de las rocas volcánicas emplazadas en el Oligoceno tardío-Mioceno temprano a porciones que hoy corresponderían a la cuenca del río Ameca, para posteriormente ser movilizadas a través del GPV, una vía que ya estaba formada para el Mioceno temprano (Ferrari et al., 1994), y finalmente depositadas en la planicie de la Bahía de Banderas (Figura 11a).

El volcanismo generado al occidente de la FVTM, a partir del Mioceno tardío (p. ej. Gómez-Tuena et al., 2007; Ferrari et al., 2012), formó una barrera topográfica que muy probablemente desvió la ruta de evacuación de los sedimentos transportados por los ríos Bolaños y Juchipila hacia el occidente, por medio del recién formado río Santiago, mismo que ha construido una extensa planicie en la costa de Nayarit con edad estimada en ~6 a 7 ka y con barras formadas hace ~2 ka (Muñoz-Salinas et al., 2018) (Figura 11b). Lo anterior indica que el río Santiago es un elemento muy reciente en el tiempo geológico y que ha generado un cambio en el patrón de la movilidad del sedimento proveniente de la SMO con el límite noroccidental de la FVTM (Figura 2). El relieve volcánico al occidente de la FVTM produjo un arreglo de las estructuras, de tal forma que se formó una nueva divisoria que, muy probablemente, aisló a la cuenca del río Ameca, la cual transportaba material del centro-occidente de México hacía la bahía de Banderas a través de los semi-grábenes meridionales del RTZ y el GPV (Figura 11a). El suministro de materiales de la cuenca Ameca está actualmente limitado al acarreo de materiales provenientes de la FVTM y del BJ. El marco de circunstancias descrito en el modelo de la Figura 11 podría explicar por qué la planicie de la Bahía de Banderas tiene material del Oligoceno tardío al Mioceno temprano procedentes de las rocas volcánicas de la SMO.

Proponemos que durante el Oligoceno-Mioceno, el BJ habría sido un relieve mayoritariamente granítico-metamórfico cubierto parcialmente por rocas volcánicas del Paleógeno temprano (Valencia-Moreno et al., 2021; Schaaf et al., 2020), sus afluentes drenarían hacía el GPV y la bahía de Banderas, junto con la carga proveniente de la SMO (Figura 11). Posteriormente, el volcanismo de la FVTM durante el Mioceno tardío y el Plioceno (Ferrari et al., 2012) cubrió parcialmente el sector norte del BJ, y terminaría por aislar una porción del relieve que ahora corresponde a la cuenca del Río Ameca (Figura 11b).

La actividad volcánica de la FVTM bloqueo drenajes prexistentes situados en las porciones orientales de la cuenca Ameca, los productos volcánicos corresponden a andesitas y basaltos de ~4 a 1 Ma concentrados al occidente del lago de Chapala (Ferrari et al., 2000). El volcanismo, además de interrumpir el aporte de materiales provenientes de la SMO hacia el área de Zacoalco, habría truncado el aporte proveniente del centro de México y generado el represamiento que actualmente corresponde al lago de Chapala (Castillo et al., 2019; Figura 11b), este represamiento y su orientación también estaría favorecido por el Graben de Chapala (RCh) (Figura 2). Posteriormente el lago de Chapala comenzaría a verter su carga al río Santiago, y con ello se conformó la nueva vía de descarga de los ríos provenientes del centro de México (Figura 11b). Alatorre-Zamora et al. (2015) indican que los depósitos del lago de Chapala no tienen edades mayores a ~4 Ma. Esto último apoya el argumento de una obstrucción reciente del drenaje entre el Plioceno-Pleistoceno. La formación de las estructuras tectónicas y el emplazamiento del volcanismo de la FVTM generaron barreras topográficas que produjeron el aislamiento de la cuenca del río Ameca, la cual pudo ser parte de un sistema más grande que erosionaba y transportaba materiales de la SMO y, muy probablemente, de las partes centrales de México.

Una explicación alternativa a la edad y composición de los zircones sería aquella basada en las investigaciones de Rosas-Elguera et al. (1997), Ferrari et al. (2003), Frey et al. (2007) y Alatorre Zamora et al. (2015), quienes indican que hay cantidades menores de ignimbritas de la SMO que subyacen a la FVTM. La presencia de zircones detríticos del Oligoceno tardío-Mioceno temprano en la cuenca del río Ameca podrían ser sólo prolongaciones del relieve y materiales la SMO subyacentes a la FVTM que están siendo erosionados y depositados en la planicie de la bahía de Banderas. Aunque la cuenca Ameca tiene material del Oligoceno tardío-Mioceno temprano, es difícil afirmar de forma concluyente que tal material corresponda a ignimbritas de la SMO transportadas por una antigua conexión fluvial a la bahía de Banderas. Ya sea la existencia de una paleo-red fluvial o una porción de la SMO subyaciendo a la FVTM, el emplazamiento de la FVTM significó el desarrollo de una barrera topográfica que aisló a la cuenca Ameca, y generó una convergencia de los ríos de la SMO, de la FVTM, y del centro de México hacía lo que actualmente es el río Santiago, por el cual los sedimentos son llevados para alimentar a la planicie de Nayarit (Figura 11).

Figura 12. a) Una proyección de las últimas inflexiones de los ríos Bolaños y Juchipila muestra que apuntan hacia el GPV, lo que indica que la tendencia erosiva es oblicua a la actual orientación E-W de la FVTM. b) Los perfiles reconstruidos de los ríos Bolaños y Juchipila proyectan parcialmente al GPV, lo cual sugiere una conexión con el río Ameca.

CONCLUSIONES

Los resultados obtenidos en esta investigación apoyan la hipótesis de que el emplazamiento de la FVTM interrumpió una posible conexión fluvial de los grábenes de la SMO hacía bahía de Banderas, esto fue a través del desvío de la ruta de evacuación de sedimentos de los ríos de la SMO hacia la planicie de Nayarit por medio del río Santiago.

Las evidencias geomorfológicas, basadas en la proyección de los paleo-perfiles de los ríos Bolaños y Juchipila, así como la reciente edad (Holoceno) estimada para la planicie de Nayarit son evidencias que apuntan hacia un cambio en los patrones de transporte y acumulación de sedimentos.

Finalmente, los resultados de este trabajo contribuyen a entender escenarios donde la actividad volcánica tiene una gran capacidad de generar nuevos relieves y promover la erosión de divisorias que reorganizan cuencas prexistentes, como ha sido expuesto en el caso concreto de las cuencas Ameca y Santiago previas al emplazamiento de la FVTM.

ANEXOS

Los Anexos 1 al 5 se pueden descargar en la página web de la Revista <www.rmcg.unam.mx>, desde la vista previa de este artículo, estos Anexos se publican tal como fueron enviados por los autores y aceptados por la Revista, no se editaron ni formatearon, por lo que su tipografía o la calidad de las imágenes pueden variar respecto a los del cuerpo del artículo.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo fue financiado por los fondos CONACYT (CB-2013-01, Ref. 221803) y DGAPA-PAPIIT (Ref. IA103506). Los autores agradecen los comentarios y observaciones de los doctores Fernando Ortega Gutiérrez y Luca Ferrari, los cuales mejoraron la versión temprana del presente manuscrito. También agradecemos los comentarios a dos revisores anónimos cuyas observaciones y cuestionamientos mejoraron la versión final del presente texto. Finalmente, agradecemos el apoyo de la Mtra. Geyser Fernández Cata, quién apoyó en la elaboración de las gráficas con datos de los zircones.

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