control temporal y geología del magmatismo permo...
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Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 545
Resumen
Sierra Los Tanques se localiza en el NW del Estado de Sonora, México y representa uno de los principales afloramientos de rocas graníticas permo-triásicas reportados en esa región. Geocronología U-Pb en zircón realizada en dos grupos de granitoides, los cuales afloran en el área de estudio y en diversas localidades del NW de Sonora, proporcionan un rango de edades entre 284 – 221 Ma. Las variedades litológicas predominantes son las granodioritas, seguido por las cuarzomonzodioritas y monzogranitos. Se pueden diferen-ciar dos suites principales: granitoides melanocráticos y leucocráticos. La relación de campo existente entre los dos tipos es que los melanocráticos son más antiguos ya que son intrusionados por los leucocráticos. Esta característica es corroborada, en la mayoría de los casos, por las edades U-Pb en zircón obtenidas de las muestras de ambas suites.
La mayoría de los zircones de los granitoides permo-triásicos indican altas concentraciones de U (~ 47 – 9508 ppm), pudiéndose así explicar las pérdidas de Pb apreciadas en muchos de los zircones analizados. Los zircones permo-triásicos muestran relaciones Th/U altamente variables (0.01 – 0.73). La morfología prismática típica, además de las zonaciones oscilatorias de crecimientos mag-máticos observadas en las imágenes de catodoluminiscencia, sugieren un carácter ígneo para estos zircones. La presencia de edades proterozoicas, que corresponden a núcleos heredados como se muestra en las imágenes de catodoluminiscencia, se asocia al basamento meta-ígneo de ~ 1.7 – 1.6 Ga, ~ 1.4 Ga y ~ 1.1 Ga presente en la región, confirmado por las edades proterozoicas obtenidas de rocas de basamento para la zona de estudio.
Estos granitoides permo-triásicos asociados a subducción representan evidencia del inicio del magmatismo cordillerano en el SW de Laurencia instaurado a lo largo del borde oeste de Pangea, inmediatamente después de culminar la colisión entre Gondwana y Lau-rencia. Este magmatismo es importante para entender la evolución tectónica del NW de México, ya que regionalmente su ocurrencia se asocia tentativamente a una zona de debilidad cortical relacionada al basamento paleoproterozoico del Yavapai mexicano en el NW de Sonora. El entendimiento de este pulso magmático también es de particular importancia ya que representa una fuente regional de zircones detríticos permo-triásicos no reconocida anteriormente para cuencas sedimentarias mesozoicas y cenozoicas en Sonora y sur de Arizona.
Este pulso magmático, relacionado a los estadios iniciales de la subducción que propició el establecimiento de un arco magmático continental en el SW de Norteamérica, es parte de un gran evento a nivel cordillerano que se extiende desde el oeste-suroeste de Estados Unidos pasando por Sonora, Chihuahua y Coahuila a través del centro y sur de México y hasta el norte de Sudamérica.
Palabras clave: Sierra Los Tanques, permo-triásico, arco magmático continental, subducción, Laurencia.
Abstract
Sierra Los Tanques is located in NW Sonora, Mexico, and represents one of the main outcrops of Permo-Triassic granitic rocks reported in the region. U-Pb zircon geochronology conducted in two groups of granitoids from various locations in NW Sonora provide
Boletín de la Sociedad Geológica MexicanaVolumen 67, núm. 3, 2015, p. 545-586
Control temporal y geología del magmatismo Permo-Triásico en Sierra Los Tanques, NW Sonora, México: Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia
Harim E. Arvizu1,*, Alexander Iriondo1
1 Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro, Qro., 76230, México.
MEXICANA A.C
.
SOCI
EDAD GEOLÓGICA
19042004
C i e n A ñ o s
Arvizu e Iriondo546546
1. Introducción
El arco magmático cordillerano del SW de Norteamérica es uno de los más conocidos e investigados, sin embargo, su inicio y evolución geodinámica regional son muy controvertidos. Hasta hace poco no se tenía conocimiento sobre el tiempo exacto del inicio de la subducción. Algunos estudios geológicos proponían que la convergencia a lo largo del margen continental pasivo del Paleozoico en el SW de los EUA se había originado durante el Permo-Triásico por la presencia de plutones graníticos con edades entre ~ 260 − 207 Ma (e.g., Burchfiel y Davis, 1972, 1975, 1981; Kistler y Peterman, 1973; Dickinson, 1981; Burchfiel et al., 1992), la mayoría de edad triásica intrusionando al Cratón Laurenciano (e.g., Barth y Wooden, 2006 y sus referencias). Sin embargo, algunos de estos plutones, en la parte norte y centro de California y en el oeste de Nevada, se piensa que están relacionados a un magmatismo de arco de islas formado paralelamente al margen continental, el cual a la postre se acreció contra el continente durante el Mesozoico (e.g., Snow et al., 1991; Bateman, 1992; Burchfiel et al., 1992; Miller et al., 1992, 1995; Dunne y Saleeby, 1993; Schweickert y Lahren, 1993; Barth et al., 1997). Por su parte, los plutones en la parte sur de California y en el oeste de Arizona se encuentran asociados a subducción y fueron emplazados dentro de basamento proterozoico e intrusionando su cubierta meta-sedimentaria paleozoica (Barth et al., 1997; Barth y Wooden, 2006).
La extensión de este cinturón plutónico hacia México dentro de Sonora había sido inferida pero no así localizada (e.g., Stewart et al., 1986; Riggs et al., 2003), sino hasta el
descubrimiento de rocas graníticas de edad pérmica en la Sierra Pinta, en el NW de Sonora (Figura 1), en un rango de edad entre ~ 275 – 258 Ma (Arvizu et al., 2009a). De acuerdo a esto, Arvizu et al. (2009a) proponen que el inicio del margen continental activo del SW de Norteamérica está representado por la ocurrencia de este magmatismo pérmico en el NW de México.
Como resultado del trabajo exploratorio regional en el NW de Sonora se han localizado nuevos afloramientos de rocas plutónicas asociadas al pulso magmático pérmico (Figura 1). Estas ocurrencias de afloramientos de rocas graníticas de edad permo-triásica, que intruyen a rocas de basamento meta-ígneo paleoproterozoico (~ 1.7 − 1.6 Ga) de la provincia Yavapai mexicana (Iriondo y Premo, 2010) que forman parte del SW de Laurencia, han permitido contribuir y avanzar en el conocimiento geológico de este pulso magmático mediante su reciente estudio de caracterización geoquímica y temporal (e.g., Arvizu et al., 2009a; Arvizu-Gutiérrez, 2012; Velázquez-Santelíz, 2014).
En general, las características geoquímicas del magmatismo Permo-Triásico en el NW de Sonora, detalladas en algunos trabajos recientes (e.g., Arvizu et al., 2009a; Arvizu-Gutiérrez, 2012), indican una firma geoquímica de granitoides calco-alcalinos con alto potasio y de carácter peraluminoso a metaluminoso, típica de granitoides formados en un ambiente de arco magmático, aunque revelando la existencia de una contribución significativa de la corteza continental para su formación (Arvizu e Iriondo, 2011), específicamente del basamento meta-ígneo de edad paleoproterozoica presente en el NW de Sonora (e.g., Iriondo y Premo, 2010).
a range of ages between 284 – 221 Ma. Rock types are dominated by granodiorite, followed by quartzmonzodiorites, and monzogranites. There are two main granitic suites—leucocratic and melanocratic granitoids. Field relationships between the two types suggests that the melanocratic granitoids are older as they are clearly intruded by the leucocratic suite. This field evidence is supported, in most cases, by the U-Pb zircon ages obtained in samples of both granitic suites.
Most of the zircons from these Permo-Triassic granitoids have high U concentrations (~ 47 – 9508 ppm), suggesting significant Pb loss in their crystal structure. The Permo-Triassic zircons show highly variable Th/U ratios (0.01 – 0.73). These zircons have an igneous origin not only because of their prismatic morphologies, but also due to their oscillatory zoning characteristic of magmatic growth as observed in cathodoluminescence studies. The presence of inherited cores, as shown in cathodoluminescence images, can be associated with the ages of meta-igneous Proterozoic basement present in Sierra Los Tanques (~ 1.7 – 1.6 Ga, ~ 1.4 Ga and ~ 1.1 Ga) that could have been incorporated during magma-genesis in Permo-Triassic time.
These granitoids associated with subduction give evidence for the beginning of cordilleran arc magmatism in SW North America (Laurentia) established along the western margin of Pangea immediately following the latest stages of the collision between Laurentia and Gondwana. This Permo-Triassic magmatism is important for understanding the tectonic evolution of NW Mexico. Tentatively, the occurrence of this magmatism is associated with a zone of crustal weakness spatially associated with the Mexican Yavapai basement province in NW Sonora. Understanding this magmatic pulse is also of particular importance as it represents a regional source of detrital Permo-Triassic zircons previously unrecognized for Mesozoic and Cenozoic sedimentary basins in Sonora and southern Arizona.
Lastly, this Permo-Triassic subduction-related magmatic pulse present in NW Sonora is part of a larger magmatic arc event along the American Cordillera that extends from western–southwestern United States, passing through northern, central, and southern Mexico and reaching northern South America.
Keywords: Sierra Los Tanques, Permo-Triassic, continental magmatic arc, subduction, Laurentia.
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 547
Figura 1. Mapa geológico regional del NW de Sonora y SW de Arizona modificado de Iriondo et al. (2005).114°W
31°N
32°N
112°W113°W
Why
Quijotoa
Sells
PuertoPeñasco
Altar
Sonoyta
EUAMéxico
Caborca
31°N
32°N
112°W
2
85
86
8
Ca m p o Vo l cá n i co
“ E l Pi n a ca t e”
Quitovac
113°W114°W
ÁreaFigura 2
2
44
2
Sierra Pinta
Sierra San Francisco
Sierra Enterrada
Sierra Blanca
De
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de
Al t a
r
Kilómetros0 10 20 30 40 50
EUAMéxico
Oc
éa
no
Pa
cí �
co
Norteamérica
Rocas proterozoicas
Sedimentos cuaternariosBasaltos cuaternariosRocas sedimentarias (Paleógeno-Neógeno)Rocas volcánicas (Paleógeno-Neógeno)
Rocas ígneas jurásicas
Rocas ígneas permo-triásicasRocas paleozoicas
Rocas ígneas cretácicas
Rocas sedimentarias triásicas
Sierra Los Tanques
Áreadel Mapa
N
EW
S
El área de estudio de la Sierra Los Tanques (Figura 1) representa geológicamente uno de los afloramientos de mayor extensión de rocas ígneas permo-triásicas encontradas hasta la fecha en el NW de México. En particular, representa una localidad interesante por la existencia de las rocas más jóvenes de este pulso magmático encontradas hasta el momento, comparadas con las localizadas en otros lugares del NW de Sonora donde únicamente se han reconocido rocas del Pérmico medio-tardío (e.g., Sierra Pinta, Sierra San Francisco, Sierra Blanca; Figura 1), permitiendo extender este pulso magmático en la región hasta el Triásico tardío (~ 221 Ma) de acuerdo a los resultados obtenidos en este estudio.
En este trabajo se presentan datos geocronológicos de U-Pb en zircón, además de cartografía geológica, de granitoides permo-triásicos de la Sierra Los Tanques. Estos nuevos datos, junto a los ya existentes en la región, permitirán documentar y constreñir, por ahora, el rango de edad de este importante pulso magmático de edad permo-triásica en el NW de Sonora asociado, tentativamente, al inicio de la subducción y formación del margen continental activo del SW de Norteamérica (e.g., Arvizu et al., 2009a).
2. Geología de la Sierra Los Tanques
2.1. Localización
La Sierra Los Tanques está localizada en la porción noroeste del estado de Sonora, a ~ 15 km al suroeste del poblado de Sonoyta y a ~ 100 km al noreste de la ciudad de Puerto Peñasco; específicamente se encuentra al este del campo volcánico El Pinacate de edad cuaternaria (Figura 1). Así mismo se encuentra ubicada dentro de la Reserva de la Biosfera El Pinacate, en la parte más oriental del Gran Desierto de Altar, justo al sur de la frontera con Arizona (Figura 2).
2.2. Trabajos previos en el área de estudio
Los primeros estudios de cartografía geológica en Sierra Los Tanques fueron los realizados por el Servicio Geológico Mexicano (2002) y posteriormente los llevados a cabo por Campbell y Anderson (2003). Estos últimos
Arvizu e Iriondo548548
Ortogneis de biotita de edad laramídica. Edad U-Pb en zircones de 75.4 ± 0.3 Ma (Arvizu-Gutiérrez, 2012).
Leyenda y Explicación
Granitoides permo-triásicos leucocráticos y melanocráticos foliados. Edades U-Pb en zircones de granitoides leucocráticos de 226–254 Ma en este estudio y de 250–267 Ma para melanocráticos (R. García-Flores, com. pers., 2015). Pegmatitas y aplitas leucocráticas con granate de edad permo-triásica (251–261 Ma; R. García-Flores, com. pers., 2015).
Gneises cuarzo-feldespáticos bandeados, esquistos, �litas y an�bolitas de edad paleoproterozoica. Edades U-Pb en zircones de gneises bandeados de 1682–1763 Ma (Arvizu-Gutiérrez, 2012) y de 1720–1747 Ma (R. García-Flores, com. pers., 2015).
Rocas volcánicas de composición riolítica de edad Mioceno medio (Vidal-Solano et al., 2008). Edad U-Pb en zircones de 14.2 ± 0.1 Ma de una riolita fechada en este estudio.
Depósitos aluviales, dunas de arena y grava de edad ~Mioceno al reciente.
Ortogneis milonitizado de edad permo-triásica. Edades U-Pb en zircones de 243–257 Ma en este estudio.
Rocas volcánicas de composición basáltica-andesítica de edad ~Mioceno inferior (Vidal-Solano et al., 2008).
Qal-eo-g
TvR
TvA-B
KsOrto
P-TGtds
PaleGn-E
TrGran Granito de biotita y de dos micas de edad triásica. Edades U-Pb en zircones de 221–240 Ma en este estudio.
P-TOrto
KsMicro Microdiorita de edad laramídica. Edad U-Pb en zircones de 72.7 ± 0.6 Ma (Arvizu-Gutiérrez, 2012) .
Granitoides de edad laramídica (~59–78 Ma; Arvizu-Gutiérrez, 2012; R. García-Flores, com. pers., 2015). Granito de biotita, granodiorita y diorita en Sierra Los Tanques (Cerros El Papalote, Cipriano y Cubabi). Granito de biotita y de dos micas con granate en Sonoyta Mountains. Granito de biotita Aquajita Springs con edad ~84 Ma (Campbell y Anderson, 2003).
KsGran
Granito mesoproterozoico de ~1.1 Ga (Iriondo et al., 2008; R. García-Flores, com. pers., 2015).
Diorita de edad laramídica (~78 Ma; R. García-Flores, com. pers., 2015).
Roca metavolcánica? de edad triásica (R. García-Flores, com. pers., 2015).
MesGr
KsDior
JmMv-s
TRvolc
Depósitos de aluvión de edad cuaternaria. Material detrítico transportado y depositado por el Río Sonoyta compuesto por grava, arena, arcilla y limo.Qal
JmGr Granito, granodiorita y diorita del Jurásico medio (Haxel et al., 1984).
Rocas metavolcánicas-metasedimentarias (metariolitas, metandesitas, metareniscas, esquistos y �litas) del Jurásico medio con diferentes grados de deformación.Edades U-Pb en zircones de protolitos de ~164–176 Ma (R. García-Flores, com. pers., 2015) y de ~180 Ma (Campbell y Anderson, 2003).
Ortogneis de biotita intruido por un granito de biotita de grano más �no, ambos de edad paleoproterozoica. Edades U-Pb en zircones de 1654 Ma para el ortogneis de biotita y de 1637 Ma para el granito de biotita de grano �no (Arvizu-Gutiérrez, 2012).PaleGr
Cuaternario
CENOZOICO
Mioceno
MESOZOICOCretácico Superior
Jurásico Medio-Inferior
Triásico Medio
MESOZOICO-PALEOZOICOPermo-triásico
PROTEROZOICOMesoproterozoico
Paleoproterozoico
Simbología Puntos de muestreo y edades U-Pb en zircones en este estudioCaminos
Contacto litológico intrusivo
Puntos de muestreo y edades U-Pb en zircones (R. García-Flores, com. pers., 2015)
Mina abandonada
Poblado o ejido
Carretera estatal
2
Frontera México-EUA
Poblado de Sonoyta
Reserva de la BiosferaPinacate
Cabeza PrietaNational Wildlife Refuge
Organ Pipe CactusNational Monument
Arroyos
Cota cada 20 m
Cota cada 100 m
Rumbo y echado de la foliación
55º
75º Rumbo y echado de la estrati�cación
Contacto discordanteFalla inferidaLínea de foliación
P-TGtds
P-TGtds
P-TGtds
JmMetav
Arizona, EUASonora, Méx.
QuitobaquitoThrust
SonoytaRío Sonoyta
Río Sonoyta
TvR
TvR
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TvR
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KsOrtoKsOrto
P-TOrtoKsMicro
P-TGtdsP-TGtds
PaleGn-E
TrGran
TrGran
TrGran
TrGran
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KsGran KsGran
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Qal-eo-g
Qal-eo-gTrGran
TRvolc
Qal
Qal
Qal
Qal
Qal
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Reserva de la BiosferaPinacate
Reserva de la BiosferaPinacate
Reserva de la BiosferaPinacate
Reserva de la BiosferaPinacate
MinaEsperanza
2
2
2
85
8
8
Los Vidrios Viejos
Aguajita Spring
Pozo Nuevo
SonoytaMountains
La Abra
Plain
Cipriano Pass
Quitobaquito Springs
El Papalote
QuitobaquitoHills
LomasEl Berrendo
Organ Pipe CactusNational Monument
Cabeza PrietaNational Wildlife Refuge
Lukeville
Organ Pipe CactusNational Monument
Cabeza Prieta
National Wildlife Refuge
MinaEl Berrendo
MinaLa Venada
MinaAna Celia
MinaLos TresPanchos
Agua DulceMountains
CiprianoHills
Puerto BlancoMountains
SierraCubabi
SierraCipriano
CerrosLos Vidrios
Sierra Los TanquesSector SE
Sierra Los TanquesSector Central
Sierra Los TanquesSector NW
CerroEl Papalote
CerroMicroondas
5 km
N
113°15’
32°
113°15’
113°00’
113°00’
32°
Figura 3
Figura 4
Figura 5
EUAMéxico
Oc
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Pa
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Norteamérica
SierraLos Tanques
Figura 2
P-TGtds
TvR
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KsGran
KsGranP-TGtds
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 549
estudios son los más detallados, los cuales demuestran la complejidad geológica de la zona de estudio que es avalada por las descripciones litológicas mostradas en las leyendas de los mapas geológicos presentados en su trabajo. El propósito de su estudio fue realizar una cartografía geológica-estructural que les permitiera describir las estructuras y cinemática presentes en las rocas mesozoicas y precámbricas milonitizadas que afloran en el área, sugiriendo que estas rocas se formaron a lo largo de una falla lateral izquierda, activa a finales del Jurásico (concepto de la hipotética Megacizalla Mojave-Sonora; Silver y Anderson, 1974; Anderson y Silver, 1979, 2005).
2.3. Descripción geológica y marco tectónico de las unidades litológicas
El área de estudio fue dividida en tres sectores principales: Sector NW, Central y SE (Figuras 2 – 5) con fines logísticos para llevar a cabo la cartografía geológica. A continuación se describen las unidades litológicas en orden cronológico.
2.3.1. Proterozoico 2.3.1.1. Paleoproterozoico. Las rocas paleoproterozoicas
presentes en la Sierra Los Tanques (Figuras 2 – 5) se encuentran como unidades litológicas de diversas composiciones constituidas principalmente por gneises bandeados cuarzo-feldespáticos de biotita, gneises de clorita-biotita y, en menor cantidad, paragneises de biotita y de dos micas incluyendo algunos esquistos y filitas de clorita-biotita-epidota. En algunas ocasiones, estas rocas se encuentran con intercalaciones de anfibolitas con espesor variable.
Los afloramientos principales de esta unidad litológica se encuentran en el sector sureste de la Sierra Los Tanques, en donde se ubican los afloramientos de mayor extensión y algunas exposiciones aisladas afloran en el sector central y noroeste (Figura 2). En varias localidades, principalmente en el sector sureste, esta unidad gnéisica paleoproterozoica aflora casi siempre como remanentes en o dentro de las rocas más jóvenes (granitoides permo-triásicos) a manera de techos colgantes (roof pendants) o como grandes bloques o xenolitos (Figuras 6 A y B).
La relación que tiene esta unidad con las rocas graníticas más jóvenes presentes en el área es de tipo intrusivo ya que la mayoría de los granitoides y pegmatitas-aplitas de edad permo-triásica se encuentran cortando perpendicular y/o
Figura 2. Mapa litológico sintetizado de Sierra Los Tanques (Sonora) a partir de la cartografía realizada en este estudio. La cartografía de Quitobaquito Hills (Arizona) y alrededores es a partir de mapas publicados por Campbell y Anderson (2003), Haxel et al. (1984) y SGM (2002).
Ortogneis de biotita de edad laramídica. Edad U-Pb en zircones de 75.4 ± 0.3 Ma (Arvizu-Gutiérrez, 2012).
Leyenda y Explicación
Granitoides permo-triásicos leucocráticos y melanocráticos foliados. Edades U-Pb en zircones de granitoides leucocráticos de 226–254 Ma en este estudio y de 250–267 Ma para melanocráticos (R. García-Flores, com. pers., 2015). Pegmatitas y aplitas leucocráticas con granate de edad permo-triásica (251–261 Ma; R. García-Flores, com. pers., 2015).
Gneises cuarzo-feldespáticos bandeados, esquistos, �litas y an�bolitas de edad paleoproterozoica. Edades U-Pb en zircones de gneises bandeados de 1682–1763 Ma (Arvizu-Gutiérrez, 2012) y de 1720–1747 Ma (R. García-Flores, com. pers., 2015).
Rocas volcánicas de composición riolítica de edad Mioceno medio (Vidal-Solano et al., 2008). Edad U-Pb en zircones de 14.2 ± 0.1 Ma de una riolita fechada en este estudio.
Depósitos aluviales, dunas de arena y grava de edad ~Mioceno al reciente.
Ortogneis milonitizado de edad permo-triásica. Edades U-Pb en zircones de 243–257 Ma en este estudio.
Rocas volcánicas de composición basáltica-andesítica de edad ~Mioceno inferior (Vidal-Solano et al., 2008).
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TrGran Granito de biotita y de dos micas de edad triásica. Edades U-Pb en zircones de 221–240 Ma en este estudio.
P-TOrto
KsMicro Microdiorita de edad laramídica. Edad U-Pb en zircones de 72.7 ± 0.6 Ma (Arvizu-Gutiérrez, 2012) .
Granitoides de edad laramídica (~59–78 Ma; Arvizu-Gutiérrez, 2012; R. García-Flores, com. pers., 2015). Granito de biotita, granodiorita y diorita en Sierra Los Tanques (Cerros El Papalote, Cipriano y Cubabi). Granito de biotita y de dos micas con granate en Sonoyta Mountains. Granito de biotita Aquajita Springs con edad ~84 Ma (Campbell y Anderson, 2003).
KsGran
Granito mesoproterozoico de ~1.1 Ga (Iriondo et al., 2008; R. García-Flores, com. pers., 2015).
Diorita de edad laramídica (~78 Ma; R. García-Flores, com. pers., 2015).
Roca metavolcánica? de edad triásica (R. García-Flores, com. pers., 2015).
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Depósitos de aluvión de edad cuaternaria. Material detrítico transportado y depositado por el Río Sonoyta compuesto por grava, arena, arcilla y limo.Qal
JmGr Granito, granodiorita y diorita del Jurásico medio (Haxel et al., 1984).
Rocas metavolcánicas-metasedimentarias (metariolitas, metandesitas, metareniscas, esquistos y �litas) del Jurásico medio con diferentes grados de deformación.Edades U-Pb en zircones de protolitos de ~164–176 Ma (R. García-Flores, com. pers., 2015) y de ~180 Ma (Campbell y Anderson, 2003).
Ortogneis de biotita intruido por un granito de biotita de grano más �no, ambos de edad paleoproterozoica. Edades U-Pb en zircones de 1654 Ma para el ortogneis de biotita y de 1637 Ma para el granito de biotita de grano �no (Arvizu-Gutiérrez, 2012).PaleGr
Cuaternario
CENOZOICO
Mioceno
MESOZOICOCretácico Superior
Jurásico Medio-Inferior
Triásico Medio
MESOZOICO-PALEOZOICOPermo-triásico
PROTEROZOICOMesoproterozoico
Paleoproterozoico
Simbología Puntos de muestreo y edades U-Pb en zircones en este estudioCaminos
Contacto litológico intrusivo
Puntos de muestreo y edades U-Pb en zircones (R. García-Flores, com. pers., 2015)
Mina abandonada
Poblado o ejido
Carretera estatal
2
Frontera México-EUA
Poblado de Sonoyta
Reserva de la BiosferaPinacate
Cabeza PrietaNational Wildlife Refuge
Organ Pipe CactusNational Monument
Arroyos
Cota cada 20 m
Cota cada 100 m
Rumbo y echado de la foliación
55º
75º Rumbo y echado de la estrati�cación
Contacto discordanteFalla inferidaLínea de foliación
Arvizu e Iriondo550550
ESTADOS UNIDOS DE AMÉRICA
1 kmDatum WGS84
300
300
300
300
300
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300
300
300
55º45º
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47º 55º
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33º
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15º
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33º
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61º 33º45º
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53º
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30º57º
44º48º
48º
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55º44º
51º
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43º
46º40º
52º
53º
55º
50º
45º
49º
57º
66º
68º
60º
30º
40º
35º32º
35º
60º
40º
63º
55º
53º 55º
45º41º
52º
60º
55º
35º
65º35º
61º
57º
53º
60º
55º
75º
50º
45º
60º
70º
45º25º
37º
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40º60º
30º55º
51º
40º
43º
35º 33º44º
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30º 35º
25º47º
50º 50º
55º
38º
35º 55º 35º
37º
40º
45º
50º
33º
47º
35º
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53º
38º
40º 45º
47º
53º50º
41º
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39º
30º
35º
45º
41º
35º
33º
39º
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48º
45º43º
35º36º
48º
50º65º
35º 45º
57º
45º
40º
30º
60º
35º 55º
50º45º
33º
40º
35º30º
40º
43º
41º
50º
57º55º46º
60º
65º 40º
60º 55º30º
70º
50º
51º
63º
50º
45º
47º
35º
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55º
60º
50º
55º
57º
60º
63º44º
35º
61º
30º
55º
40º14º
33º 40º
20º
44º
36º
20º34º
5º60º
43º
20º46º
24°
58º
20º
84º
55º12º
32º
3'540,000-mN
3'53
6,00
0-m
N
3'536,000-mN
3'53
2,00
0-m
N
3'532,000-mN
3'52
8,00
0-m
N
3'528,000-mN
306,000-mE
298,000-mE294,000-mE
294,000-mE
290,000-mE
290,000-mE
302,000-mE 306,000-mE
298,000-mE
302,000-mE
Oc é
an
o
Pa
c í �c o
EUAMéxico
Norteamérica
SierraLos Tanques
N A Sonoyta
A San LuisRío Colorado
2
Mapa Geológico Sector NW
Sierra Los Tanques
S I E R R A E L P A P A L O T E
S I E R R A L O ST A N Q U E S
L O S V I D R I O S
R í o S o n o y t aTvR
Qal-eog
Qal-eog
Qal-eog
Qal-eog
KsGran
TrGranTrGran
PaleGn-E
P-TGtds
P-TOrto
P-TGtds
P-TGtds
KsOrto
KsOrto
TvA-B
TvA-B
TvR
TvR
TvR
PaleGn-E
TvA-B
KsDior
KsGran
KsGranQal-eog
TvA-B
P-TGtds
Qal
PaleGn-E
P-TOrtoTvA-B
KsGran
TRvolc
KsGran
TvA-B
TvR
TvR
Ks-Micro
LV09-0114.2 ± 0.1 Ma
TANW09-021732 ± 39 Ma
TANW09-01238 ± 1 Ma
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GneisCen-011682 ± 17 Ma
LeucoCen-01226 ± 5 Ma
GranCen-5240 ± 3 Ma
MICRO-272.7 ± 0.6 Ma
NEC09-50251 ± 8 Ma
ZCEN09-3967.5 ± 1.5 Ma
ZCEN09-4177.6 ± 0.6 Ma
ZCEN09-381733 ± 6 Ma
CG09-0275.4 ± 0.3 Ma
WPP09-0273.5 ± 0.3 Ma
Figura 3. Mapa geológico-litológico del Sector NW de Sierra Los Tanques a partir de la cartografía realizada en este estudio. La leyenda y explicación, además de la simbología, son las mismas que la Figura 2. En este mapa se observan, con estrellas de color verde, los puntos de muestreo para los análisis geocronológicos y geoquímicos, además el nombre de la muestra y su edad U-Pb en zircones.
R í o S o n o y t a
45º
51º
53º
55º
63º
60º
50º
57º
61º
55º 45º
50º57º
60º
55º
57º
60º
63º44º 35º
61º
30º
65º 40º
60º55º
30º
70º
50º
51º
63º
50º47º 45º
60º
35º
55º60º
50º
55º
59º
60º
55º
53º
60º
50º
55º
70º
61º33º 45º
70º
53º
50º
30º57º 44º 48º
48º
55º60º
55º44º51º
59º
60º50º
43º
46º 40º52º
53º
55º
50º
45º
49º
57º
66º
68º
60º
45º25º
37º
47º
40º60º
30º55º
51º
40º
43º
35º33º
44º
45º55º45º
35º
30º 35º
25º47º
50º50º
55º
38º
35º 55º 35º
37º
40º
50º
33º
47º
35º
50º
53º38º
40º 45º
47º
53º50º
41º
43º
40º
50º
39º30º
35º
45º
41º
35º
33º
39º
30º
48º
45º43º
35º36º
48º
50º
65º
35º
45º
57º
45º40º
30º
60º
35º 55º
50º45º
33º
40º
35º30º
40º
43º
41º
50º
57º55º46º
51º
60º
45º
41º
50º
60º
64º 63º
55º
50º
47º
65º
57º
50º
63º 60º
55º
60º
57º53º
55º
58º
51º
50º
60º
61º
45º
50º
48º
51º
55º55º
45º
40º
47º
50º
45º
55º47º
75º55º 45º
33º 40º
20º
44º
36º
20º
34º
05º 60º
43º20º
46º
58º
24º
20º
84º
55º12º 32º
60º
50º28º
52º
70º
35º
51º
73º
80º
45º44º
41º 45º
45º
45º
3'532,000-mN
3'530,000-mN
3'528,000-mN
3'526,000-mN
306,000-mE
306,000-mE
304,000-mE
304,000-mE
302,000-mE
302,000-mE
300,000-mE
300,000-mE
298,000-mE
298,000-mE
296,000-mE
296,000-mE
294,000-mE
294,000-mE
3'52
6,00
0-m
N3'
532,
000-
mN
3'53
0,00
0-m
N3'
528,
000-
mN
1 kmDatum WGS84
N
Mapa GeológicoSector Central
Sierra Los Tanques
Oc é
an
o
Pa
c í �c o
EUAMéxico
Norte América
SierraLos Tanques
GranCen-5240 ± 3 Ma
LeucoCen-01226 ± 5 Ma
GneisCen-011682 ± 17 Ma
TANW09-01238 ± 1 Ma
NEC09-50251 ± 8 Ma
ZCEN09-381733 ± 6 Ma
ZCEN09-3967.5 ± 1.5 Ma
ZCEN09-4177.6 ± 0.6 Ma
Qal-eo
Qal-eo
Qal-eo
Qal-eo
Qal-eo
TrGran
TrGran
TrGran
TrGran
TrGran
TrGran
PaleGn-E
PaleGn-E
P-TGtds
P-TGtds
P-TGtds
P-TGtds
P-TGtds
TvA-B
TvA-B
TvA-B
TvR
KsDior
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Ks Gran
Ks Gran
S I E R R A L O ST A N Q U E S
TvA-B
P-TGtds
TvA-B
TvA-B
PaleGn-E
TrGran
TrGran
TvA-B
Figura 4. Mapa geológico-litológico del Sector Central de Sierra Los Tanques a partir de la cartografía realizada en este estudio. La leyenda y explicación, además de la simbología, son las mismas que la Figura 2.
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 551
Figura 5. Mapa geológico-litológico del Sector Central y SE de Sierra Los Tanques a partir de la cartografía realizada en este estudio. La leyenda y explicación, además de la simbología, son las mismas que la Figura 2.
P-TGtds
P-TGtds
P-TGtds
JmMetav
300
300
300
400
400
400
400
400
500
500
500
A Puerto Peñasco
A Sonoyta
8
Mapa GeológicoSector Central y SESierra Los Tanques
N
Oc é
an
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c í �c o
EUAMéxico
Norte América
SierraLos Tanques
3'52
6,00
0-m
N
3'526,000-mN
3'52
4,00
0-m
N 3'524,000-mN
3'52
2,00
0-m
N
3'522,000-mN
3'52
0,00
0-m
N
3'520,000-mN
3'51
8,00
0-m
N
3'518,000-mN
3'51
6,00
0-m
N
3'516,000-mN
317,000-mE
317,000-mE
315,000-mE
315,000-mE
313,000-mE
313,000-mE
311,000-mE
311,000-mE
309,000-mE
309,000-mE
307,000-mE
307,000-mE
305,000-mE
305,000-mE
303,000-mE
303,000-mE
301,000-mE
301,000-mE
299,000-mE
299,000-mE
297,000-mE
297,000-mE
295,000-mE
295,000-mE
2 kmDatum WGS84
55º
60º
50º66º
63º55º
44º
40º
65º
75º
37º
77º70º
63º
55º61º
66º
55º
70º
77º65º
57º
80º85º
73º
45º
47º
51º
80º
65º40º
80º
75º
37º44º45º
67º
60º
55º
55º80º
66º
77º
60º55º
65º
65º
65º55º
70º
50º 63º
55º 75º
65º
50º77º71º 65º
61º45º
50º
55º
49º
75º47º
81º
77º80º
75º
70º77º
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70º
80º
75º
70º
70º83º
77º
53º
65º 73º
75º
50º
55º
65º
61º
35º
25º
45º51º
60º80º75º
55º
61º 51º
50º
53º 44º
40º
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61º
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55º
70º
80º
50º
73º 59º
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65º
60º57º
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47º 45º57º
51º
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53º
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63º
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45º51º
53º55º
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57º61º
55º45º
50º 57º60º
50º45º50º
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45º
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64º 63º
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50º
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55º
60º57º 53º
55º
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45º
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65º
50º
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57º
55º
55º
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65º
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55º55º45º
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55º
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75º 80º73º
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63º60º
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40º35º35º
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63º
50º55º
45º
45º
40º
55º
30º
35º 34º
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80º45º
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55º
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77º60º
50º48º
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38º
32º
60º50º
28º
52º35º
80º51º
73º
70º
MinaEsperanza
Qal-eog
Qal-eog
Qal-eog
Qal-eog
Qal-eog
TrGran
TrGran
PalGn-E
PalGn-E
PalGn-E
P-TGtds
P-TGtds
JmMv-s
P-TGtds
P-TGtds
TvA-B
MesGr
TrGran
TrGran
KsGran
KsGran
S I E R R A C I P R I A N O
S I E R R A L O S T A N Q U E S
CerroMicroondas
MesGr
PalGn-E
PalGn-E
P-TGtds
TrGran
TrGran
P-TGtds
P-TGtds
P-TGtds
PalGn-E
PalGn-E
Qal-eog
Qal-eog
GranCen-4224 ± 3 Ma
GranCen-3221 ± 2 Ma
TANC09-04231 ± 1 Ma
GneisSur-1255 ± 3 Ma
TANSE09-01254 ± 2 Ma
TANSE09-151747 ± 19 Ma
TANSE-1063.2 ± 0.6 Ma
TANSE09-081763 ± 34 Ma
TANSE-09252 ± 2 Ma
CP09-2067.9 ± 0.8 Ma
TANSE09-021748 ± 35 Ma
TANSE09-17267 ± 2 Ma
CMIC09-23250 ± 8 Ma
TANSE09-18261 ± 2 Ma
STAN09-2258 ± 2 Ma
STAN09-3251 ± 3 Ma
STAN09-4261 ± 3 Ma
KLNW09-24173 ± 2 Ma
CBNE09-26164 ± 1 Ma
CBNE09-28263 ± 10 Ma
sub-paralelamente a la foliación del basamento precámbrico (Figura 6C). En ocasiones también se observan bandas cuarzo-feldespáticas abudinadas (Figura 6D). Aunque en algunas zonas aún se preservan las texturas ígneas de los protolitos de estas rocas gnéisicas, en algunos otros lugares muestran una foliación milonítica (Figura 6E).
La foliación, localmente, está plegada a escala centimétrica y en algunas ocasiones a escalas mayores (Figura 6F). Las foliaciones del sector noroeste (Figura 3) muestran un patrón de rumbos entre 30° − 40º NW con echados entre 50º y 70º preferentemente hacia el NE. Por otro lado, el patrón que presentan las foliaciones en el sector sureste (Figura 5) es más homogéneo en rumbos y echados. Los rumbos predominantes de las foliaciones varían entre 10º y 30º NW, algunas veces N-S y echados entre 60º y 80º hacia el NE, y en ocasiones llegando a ser verticales. En el sector sureste, cerca del contacto con las rocas jurásicas por discordancia, las foliaciones no son tan homogéneas variando ligeramente sus rumbos y echados en diferentes direcciones, encontrándose algunos hacia el SW y otros hacia el NE, incluso algunos hacia el NW y SE (Figura 5). Estas diferentes orientaciones son interpretadas como plegamiento de estas unidades previamente foliadas.
Edades U-Pb en zircón determinadas en gneises bandeados de varios afloramientos ubicados en diferentes sectores del área de estudio (estrellas verdes en la Figura 2) oscilan entre 1763 y 1682 Ma (Arvizu-Gutiérrez, 2012). Este rango de edades es similar al resto de las rocas del basamento
paleoproterozoico presente en Sierra Los Tanques (1747 – 1720 Ma; R. García, com. pers., 2015) y consistentes y correlacionables con rocas en otras regiones en el NW de Sonora (e.g., Iriondo et al., 2004; Nourse et al., 2005; Izaguirre et al., 2008; Arvizu et al., 2009b).
2 .3 .1 .2 . Mesoproterozoico . El magmat ismo mesoproterozoico en la Sierra Los Tanques está representado por un pulso granítico de ~ 1.1 Ga (Iriondo et al., 2008); uno de los dos episodios de actividad magmática mesoproterozoica (~ 1.4 Ga y ~ 1.1 Ga) asociados posiblemente a rifting, que son conocidos regionalmente en el SW de Norteamérica (e.g., Anderson y Cullers, 1999; Goodge y Vervoort, 2006 y sus referencias).
E l a f l o r a m i e n t o p r i n c i p a l d e g r a n i t o i d e s mesoproterozoicos se encuentra en Lomas El Berrendo ubicado en la porción oriental del área de estudio (Figura 2). Estos cuerpos intrusionan a rocas de basamento más antiguo de edad paleoproterozoica que tienen características y afinidad con corteza tipo Yavapai (e.g., Iriondo y Premo, 2010). Afloramientos aislados se encuentran en el sector sureste de la Sierra Los Tanques (Figura 5) en contacto discordante con las rocas metavolcánicas-metasedimentarias jurásicas (Figura 5). Un granito mesoproterozoico en la Sierra Los Tanques ha sido fechado en 1100 ± 8 Ma; edad 207Pb/206Pb en zircón determinada por Iriondo et al. (2008), y recientemente en otras localidades en un rango entre 1083 – 1064 Ma (estrellas amarillas en la Figura 2; R. García,
Arvizu e Iriondo552552
com. pers., 2015).
2.3.2. Paleozoico-Mesozoico 2.3.2.1. Permo-Triásico. La unidad litológica
predominante en la Sierra Los Tanques corresponde a un conjunto de granitoides permo-triásicos (Figuras 2 − 5). Las variedades litológicas presentes son las granodioritas y cuarzomonzodioritas, aunque también
existen monzogranitos, monzodioritas, cuarzosienitas y cuarzomonzonitas (Tabla 1). Esta clasificación se detalla en el apartado de geoquímica en Arvizu-Gutiérrez (2012). Debido a la complejidad y a la gran diferenciación de los granitoides de esta unidad permo-triásica, estas rocas se pueden dividir en dos facies litológicas de acuerdo al índice de color (es decir, al contenido de minerales máficos y/o félsicos en la roca) en granitoides melanocráticos
Figura 6. (A) Fotografías mostrando afloramientos representativos y relaciones de campo de la unidad gnéisica paleoproterozoica de Sierra Los Tanques. (A) y (B) Vistas panorámicas de dos afloramientos representativos ubicados en el sector central y sur, respectivamente, de Sierra Los Tanques, en donde se observa a la unidad gnéisica paleoproterozoica aflorando como remanentes sobre las rocas más jóvenes a manera de techos colgantes (roof pendants) o como grandes bloques o xenolitos dentro de las unidades graníticas permo-triásicas. (C) Segregaciones leucocráticas de diques pegmatíticos cortando a la foliación de la unidad gnéisica. También se observan bandas de la misma composición paralelas a la estratificación. (D) Bandas leucocráticas con textura pegmatítica abudinadas compuestas principalmente de cuarzo. (E) Afloramiento representativo de la unidad de gneises bandeados. Nótese que la foliación define una fábrica general gnéisica. (F) La deformación presente en esta unidad gnéisica es muy alta mostrándose en algunos sectores un fuerte plegamiento.
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 553
y leucocráticos. Petrográficamente también se pueden distinguir los dos grupos de granitoides, en general, ambos tipos de granitoides tienen texturas faneríticas a porfídicas con tamaños de grano medio a grueso, en algunas ocasiones con grandes fenocristales (Figuras 7 A y B). Algunos granitoides muestran texturas esquistosas-gnéisicas (Figuras 7 C y D) debido a la foliación incipiente producida por metamorfismo de bajo grado en facies de esquistos verdes asociado a un evento tectónico regional presente en el área de estudio de posible edad laramídica (R. García, com. pers., 2015). La plagioclasa, el cuarzo y el feldespato alcalino son las fases predominantes en la mayoría de los granitoides variando su contenido en mayor o menor proporción en cada una de las litologías presentes, aunque la plagioclasa tiende a ser la fase más dominante (Tabla 1). En menor cantidad se encuentran la hornblenda y la biotita (Figura 7E), las cuales son las fases máficas dominantes en los granitoides melanocráticos. Otro de los minerales comunes pero en los granitoides leucocráticos es la moscovita, típica de granitos peraluminosos. La moscovita es muy común en los granitoides leucocráticos y ocurre como mineral ígneo primario. Como mineral secundario reemplazando casi siempre al feldespato se observa mica blanca (Figuras 7 F y G). Algunos otros minerales secundarios, como la clorita y la epidota, también están presentes en algunas rocas, principalmente la clorita reemplazando a la biotita, y la epidota reemplazando a la plagioclasa y/o feldespato, igualmente en algunas ocasiones a la hornblenda (Figuras 7 H e I). Como minerales accesorios se encuentran principalmente el zircón, el apatito, la esfena o titanita y los
minerales opacos como la magnetita-ilmenita, además del granate que es una fase mineral presente únicamente en los granitoides leucocráticos (Figuras 7 J, K y L).
El conjunto de granitoides permo-triásicos intrusionan a la unidad metamórfica paleoproterozoica de gneises bandeados cuarzo-feldespáticos. Se observan cuerpos graníticos que intrusionan sub-paralelamente a la foliación de los gneises bandeados, y en algunas ocasiones se ve cortando perpendicularmente a ésta (Figura 8A). También se aprecian pequeños bloques, a manera de enclaves, de la unidad gnéisica paleoproterozoica dentro de las masas graníticas leucocráticas (Figura 8B).
En los afloramientos de esta unidad granítica en el sector noroeste (Figura 3), las foliaciones presentan un patrón de rumbos E-W (85° NW − 80° NE) con echados variables entre 30° − 60° con dirección preferentemente hacia el SW. En algunas zonas los granitoides muestran un diferente patrón de foliaciones con rumbos NW-SE, específicamente 20° − 45° NW con echados entre 30° − 70° hacia el NE (Figura 3). Esta orientación de foliaciones también está presente en las rocas gnéisicas paleoproterozoicas que se encuentran dentro de esta unidad a manera de bloques o xenolitos o simplemente como basamento. Por su parte, los granitoides en el sector central (Figura 4) tienen un patrón homogéneo de foliaciones con rumbos NW-SE y echados entre 30° − 60° hacia el SW, preferentemente. En el sector sureste de la Sierra Los Tanques (Figura 5) se encuentra la mayor extensión de afloramientos de granitoides permo-triásicos. En esta zona las foliaciones de las rocas tienen rumbos NW-SE con echados hacia el SW. También
Tabla 1. Localización de muestras, clasificación, arreglos minerales y edades U-Pb en zircones de granitoides permo-triásicos de Sierra Los Tanques, NW de Sonora, México.
Muestra Lat. (°N)† Long. (°W)† Tipo de roca Nombre de la roca Minerales primarios Minerales secundarios Minerales accesorios Edad (Ma)*
Sierra Los Tanques (Este estudio)TANW09-06 31º55'59'' 113º09'33'' Granodiorita Granodiorita de biotita Pl+Kfs+Qtz+Bt Ep Ttn+Ap+Zrn+Min. Op. 257 ± 5 MaGneisSur-1 31º46'11'' 113º03'10'' Gneis Gneis de biotita Qtz+Kfs+Pl+Bt Ms+Ep+Chl Ap+Zrn+ Min. Op. 255 ± 3 MaCG09-10 31º56'44'' 113º10'30'' Monzogranito Monzogranito de biotita Pl+Kfs+Qtz+Bt Ep Ttn+Ap+Zrn+Min. Op. 254 ± 3 MaTANSE09-01 31º46'14'' 113º00'49'' Granodiorita (aplita) Granodiorita leucocrática con
granate y biotitaPl+Qtz+Kfs+Bt+Grt N.D. Ap+Zrn+ Min. Op. 254 ± 2 Ma
TANSE-09 31º49'33'' 112º58'21'' Granodiorita Granodiorita leucocrática de biotita
Pl+Qtz+Kfs+Bt N.D. Ttn+Ap+Zrn+Min. Op. 252 ± 3 Ma
GranCen-3 31º48'46'' 113º07'51'' Granodiorita Granodiorita leucocrática de dos micas
Pl+Qtz+Kfs+Bt+Ms N.D. Ap+Zrn+ Min. Op. 252 ± 2 Ma
MICRO-3 31º56'35'' 113º08'52'' Cuarzomonzodiorita Cuarzomonzodiorita de biotita Pl+Kfs+Qtz+Bt Ep Ttn+Ap+Zrn+Min. Op. 243 ± 2 MaGranCen-5 31º52'52'' 113º08'58'' Granodiorita Granodiorita leucocrática de
biotitaPl+Qtz+Kfs+Bt N.D. Ap+Zrn+ Min. Op. 240 ± 3 Ma
TANW09-01 31º54'58'' 113º09'30'' Granodiorita Granodiorita leucocrática de dos micas
Pl+Qtz+Kfs+Bt+Ms Ms Ap+Zrn+ Min. Op. 238 ± 1 Ma
TANC09-04 31º48'10'' 113º06'41'' Granodiorita Granodiorita leucocrática de biotita
Pl+Qtz+Kfs+Bt Ms+Ep Ap+Zrn+ Min. Op. 231 ± 1 Ma
LeucoCen-1 31º54'10'' 113º08'47'' Granodiorita Granodiorita de biotita Pl+Qtz+Kfs+Bt+Grt Ms+Chl Ap+Zrn+ Min. Op. 226 ± 5 MaGranCen-4 31º49'43'' 113º06'25'' Granodiorita Granodiorita leucocrática de
dos micasPl+Qtz+Kfs+Bt+Ms Ep Ap+Zrn+ Min. Op. 224 ± 3 Ma
Abreviaturas: Qtz = Cuarzo, Kfs = Feldespato potásico, Pl = Plagioclasa, Bt = Biotita, Ms = Moscovita, Ser = Sericita, Hbl = Hornblenda, Ep = Epidota, Chl = Chlorita, Ap = Apatito, Grt = Granate, Ttn = Titanita, Zrn = Zircón.Min. Op. = Minerales opacos, F.A. = Feldespato Alcalino. N.D. = No Determinado.†Lat. = Latitud, Long. = Longitud. DATUM WGS84.*Edades 206Pb/238U de zircones determinadas en este estudio por técnica de ablación laser (LA-ICPMS) reportadas a precisión 2σ.
Arvizu e Iriondo554554
existe un patrón de foliación diferente con rumbos N-S, variando 5° − 10° NW con echados entre 45° − 65° hacia el E-NE, foliación similar a las de las rocas de basamento paleoproterozoico presentes en la zona. En la porción central del sector sureste las foliaciones en los granitoides siguen siendo N-S con echados hacia el E-NE, mientras que en la porción más oriental, el patrón principal de las foliaciones
cambia a rumbos NW-SE con echados hacia el SW, aunque existen rumbos N-S y echados contrarios hacia el E-NE (Figura 5) debido a que la deformación presente en esa zona está representada por plegamientos de la foliación.
Los dos grupos de granitoides, melanocrático y leucocrático, no presentan ninguna distribución preferencial espacialmente aunque en un afloramiento en el sector sureste
Figura 7. Microfotografías mostrando el aspecto textural y la mineralogía general presentes en las muestras de granitoides permo-triásicos de Sierra Los Tanques. (A) y (B) Texturas representativas vistas en NX. La mayoría de las rocas muestran una textura fanerítica a porfídica con tamaño de grano de medio a grueso. Nótese en (A) la presencia de cristales equigranulares de plagioclasa, feldespato y cuarzo, y en (B) la presencia de un fenocristal de microclina. (C) y (D) Algunas rocas muestran texturas gnéisicas-esquistosas (en NX) producto del metamorfismo de bajo grado presente en esta unidad granítica. (E) Cristal de biotita visto en NX con colores de interferencia rosa, amarillo y verde de segundo orden. (F) y (G) Cristales de moscovita vistos en NX. Este mineral aparece comúnmente en los granitoides como mineral primario en (G), aunque en algunas ocasiones se encuentra alterada a clorita como en (F). (H) e (I) Algunos minerales secundarios, como la clorita y la epidota vistos en NX, también están presentes en los granitoides, frecuentemente la clorita reemplazando a la biotita como en (H), y la epidota a la plagioclasa y/o feldespato como en (I). (J) Cristales rómbicos de titanita o esfena con alto relieve vistos en NII. Mineral accesorio muy común en la mayoría de estas rocas graníticas. (K) Cristales de granate mostrando relieves altos vistos en NII y cuya presencia en los granitoides es variable. (L) Misma microfotografía pero tomada en NX en donde se observan totalmente en extinción los cristales de granate debido a su carácter isótropo.
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 555
de la sierra (Figura 5), los granitoides melanocráticos son más abundantes y son claramente intrusionados por los leucocráticos, cortando subparalelamente y, en algunas ocasiones, perpendicularmente a su foliación. En esa zona en la parte más sureste de la Sierra Los Tanques justo al norte de la Sierra Cipriano (Figura 5), existe un afloramiento de gran importancia que se denominó como afloramiento Cerro Microondas, en donde se observan relaciones de
campo interesantes entre las unidades permo-triásicas que ejemplifican la deformación pérmica-triásica presente en esa zona. En general, abundan los granitoides leucocráticos foliados de moscovita y granate, aunque existe una cantidad importante de granitoides melanocráticos (granodioritas y cuarzomonzodioritas de hornblenda y biotita), los cuales son cortados subparalelamente a su foliación por los leucocráticos (Figuras 8 C y D). Estas dos unidades,
Figura 8. (A) y (B) Fotografías mostrando afloramientos representativos y relaciones de campo entre la unidad gnéisica paleoproterozoica y la unidad granítica permo-triásica de Sierra Los Tanques. (A) Vista de un afloramiento representativo en donde se observa a la unidad granítica leucocrática intrusionando subparalelamente y, a veces, perpendicularmente a la foliación de las rocas del basamento paleproterozoico. (B) Cuerpos graníticos leucocráticos en forma de diques pegmatíticos-aplíticos cortando paralelamente a la foliación de la unidad gnéisica. También se observan bloques o enclaves de gneises bandeados dentro de las masas graníticas permo-triásicas. (C-F) Fotografías mostrando afloramientos representativos y las relaciones de campo existentes entre los granitoides melanocráticos y leucocráticos de Sierra Los Tanques. En todos los casos se evidencia y muestra que la unidad granítica melanocrática (rocas oscuras) es cortada por la leucocrática (rocas claras). Todos los afloramientos están ubicados en el sector sureste del área de estudio, en los alrededores del afloramiento denominada Cerro Microondas. (C) y (D) Afloramientos en donde se observa a la unidad granítica leucocrática intrusionando paralelamente a la foliación de la unidad melanocrática como en A, y en algunas ocasiones cortando perpendicularmente a ésta como en (D). (E) y (F) Cuerpos graníticos leucocráticos en forma de diques pegmatíticos-aplíticos cortando a la unidad granitoide melanocrática pérmica. En (F) se puede observar que un dique pegmatítico corta tanto a la unidad leucocrática como a la melanocrática. Estos cuerpos pegmatíticos-aplíticos también son de edad permo-triásica (R. García, com. pers.).
Arvizu e Iriondo556556
a su vez, son cortadas por diques pegmatíticos-aplíticos (Figuras 8 E y F) de edad permo-triásica (estrellas amarillas en las Figuras 2 y 5; R. García, com. pers., 2015), los cuales contienen abundante granate. En algunas zonas, se observan bloques y/o xenolitos de la unidad melanocrática dentro de la leucocrática. En ambas unidades graníticas permo-triásicas también existen bloques o xenolitos de la unidad gnéisica paleoproterozoica, la cual es cortada por los granitoides melanocráticos y leucocráticos, y por los diques leucocráticos aplíticos-pegmatíticos. De la unidad melanocrática se realizaron fechamientos U-Pb en zircón proporcionando edades entre 267 − 250 Ma (R. García, com. pers., 2015; Figuras 2 y 5).
El conjunto de diques de aplitas-pegmatitas, que cortan a los granitoides permo-triásicos y a los gneises bandeados paleoproterozoicos, generalmente se presentan a una escala menor de unos pocos centímetros de espesor hasta ~ 1 m, pero sin llegar a ser cartografiables. Las aplitas son de color blanco y de grano medio a fino (0.5 − 1.0 mm), compuestas principalmente por cuarzo y feldespato, con cantidades moderadas de moscovita y con menor abundancia de biotita; además muestran pequeñas cantidades de granate. Las pegmatitas presentan texturas porfídicas representadas por una matriz de grano fino a medio con grandes fenocristales de feldespato y plagioclasa y con moderada cantidad de granate. Ambos diques graníticos (aplíticos y pegmatíticos) comúnmente presentan forma tabular, a veces bifurcados. En algunas zonas muestran una foliación incipiente y, debido a la deformación presente en el área, a veces se muestran abudinados. Existen fechamientos U-Pb en zircón en tres muestras pegmatíticas-aplíticas, cuyas composiciones varían entre granodiorita, cuarzosienita y monzogranito, proporcionando edades permo-triásicas entre 261 − 251 Ma (R. García, com. pers., 2015; Figuras 2 y 5).
2.3.2.2. Jurásico Medio-Superior. En el área de estudio aflora una unidad metavolcánica-metasedimentaria del Jurásico Medio (R. García, com. pers., 2015), relacionado a la actividad de un arco magmático continental activo durante ese tiempo (Izaguirre-Pompa, 2009). Esta unidad está afectada por metamorfismo de bajo grado en facies de esquistos verdes y consiste principalmente en metariolitas y metandesitas. También están presentes rocas metavolcánicas esquistosas, filíticas y a veces gnéisicas con diferentes grados de deformación-milonitización. Los afloramientos de mayor extensión se localizan en la parte más oriental del área de estudio, en el sector sureste y en los alrededores del poblado de Sonoyta (Figuras 2 y 5). Por ejemplo, en la Sierra Los Tanques (Figura 5), esta unidad se encuentra en contacto discordante con las rocas más antiguas (unidad gnéisica paleoproterozoica) en la parte norte y más hacia el sur con la unidad granítica permo-triásica. Se han determinado edades U-Pb en zircón para los protolitos de estas rocas en un rango aproximado entre 176 − 164 Ma (R. García, com. pers., 2015; Figuras 2 y 5). Las foliaciones de esta unidad son variables predominando una familia con rumbos NW-
SE y echados entre 40º − 80° hacia el NE. Algunas otras mediciones tienen buzamientos opuestos a esta familia debido a la deformación y plegamiento posteriores. Otro de los afloramientos de esta unidad jurásica se ubica en la parte noroeste de Lomas El Berrendo (Figura 2), en donde se expone una metariolita que está en contacto con la unidad de granito mesoproterozoico; en esa zona el contacto es de tipo intrusivo. Existe un fechamiento de U-Pb en zircones de ~ 180 Ma de una de estas rocas volcánicas (Campbell y Anderson, 2003) y otro más reciente, por el mismo método, de ~ 170 Ma (R. García, com. pers., 2015; Figuras 2 y 5).
2.3.2.3. Cretácico Superior. Extensos afloramientos de rocas graníticas de edad laramídica correspondientes al cinturón batolítico sonorense (e.g., Damon et al., 1983) afloran en los alrededores de la zona de estudio. Estas rocas varían entre granitos y monzogranitos de biotita o de dos micas, cuarzodioritas y cuarzomonzodioritas, predominando las granodioritas de biotita y/o hornblenda. Las expresiones más antiguas del magmatismo laramídico están representadas por pequeños cuerpos dioríticos ubicados en los sectores central y noroeste del área de estudio (Figuras 2, 3 y 4). El cuerpo más antiguo corresponde a una diorita de grano medio-grueso de ~ 78 Ma (R. García, com. pers., 2015) que corta a la unidad permo-triásica. Otros cuerpos corresponden a una cuarzomonzodiorita y una microdiorita con edades U-Pb en zircones determinadas por Arvizu-Gutiérrez (2012) de 75.4 ± 0.3 Ma y 72.7 ± 0.6 Ma, respectivamente, y que también intrusionan a rocas permo-triásicas. Existe también un fechamiento U-Pb en zircones de ~ 68 Ma (R. García, com. pers., 2015; ver estrellas de color amarillo en las Figuras 2 y 3) en una muestra de granito de biotita que corta localmente al basamento paleoproterozoico en el sector central (Figura 4). En la región también aflora un cuerpo granítico de edad laramídica de gran extensión llamado Cerro El Papalote (Figuras 2 y 3) en donde también existe un fechamiento U-Pb en zircones de ~ 73 Ma (R. García, com. pers., 2015; ver estrellas amarillas en las Figuras 2 y 3). Otras ocurrencias de este magmatismo del Cretácico Superior se localizan al sureste del área de estudio (Figura 2) en donde sobresalen dos grandes cuerpos graníticos que se identifican fácilmente por su elevada topografía; estos son la Sierra Cipriano y la Sierra Cubabi. En la Sierra Cipriano se han determinado edades U-Pb en zircones de ~ 68 Ma, mientras que para la Sierra Cubabi existen edades de cristalización de ~ 65 Ma (R. García, com. pers., 2015; ver estrellas amarillas para la ubicación en las Figuras 2 y 5). En la Sierra Cubabi, también se tiene el control temporal de aplitas y pegmatitas que cortan al plutón principal con edades de 62 y 59 Ma, respectivamente (R. García, com. pers., 2015). Estas edades más jóvenes, junto con la edad U-Pb en zircones determinada por Arvizu-Gutiérrez (2012) de 63.2 ± 0.6 Ma de una muestra de granito de dos micas, ubicada en el sector sureste de la Sierra Los Tanques (Figura 5), representan las expresiones del magmatismo laramídico más joven en la región.
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 557
2.3.3. Cenozoico 2.3.3.1. Mioceno. La presencia de un pulso magmático
miocénico en la Sierra Los Tanques está representado por rocas volcánicas de composición basáltico-andesítica y por lavas riolíticas (e.g., Cerro Los Vidrios; Figuras 2 y 3). Una muestra de riolita de Cerros Los Vidrios, ubicada en el sector noroeste de la Sierra Los Tanques (Figura 3), fue fechada por Arvizu-Gutiérrez (2012) por el método U-Pb en zircones proporcionando una edad de 14.17 ± 0.13 Ma. Otro fechamiento de esta misma unidad riolítica, realizado anteriormente por Vidal-Solano et al. (2008) por el método 40Ar/39Ar en roca total, arroja una edad similar de 14.23 ± 0.15 Ma. Más hacia el suroeste, aproximadamente a 5 km de Cerros Los Vidrios en la localidad de Los Vidrios Viejos (Figura 2) existe un fechamiento 40Ar/39Ar en obsidiana, también de esta unidad riolítica, de 14.27 ± 0.87 Ma (Vidal-Solano et al., 2008). Se ha determinado una edad de 40Ar/39Ar en matriz volcánica de un basalto en la parte norte del sector noroeste de la Sierra Los Tanques (Figura 3) de ~ 22 Ma (F. Paz, com. pers.). Una muestra de esta unidad basáltica fue fechada por Vidal-Solano et al. (2008) en 19.0 ± 0.9 Ma por el mismo método pero en plagioclasa. Estas unidades lávicas miocénicas presentan basculamientos variables como reacción al pulso extensional Basin and Range presente en la región, mostrando en general, rumbos NW-SE con echados variables (aprox. 30º − 40°) hacia el NE y SW.
2.3.3.2. Cuaternario. Las rocas basálticas de edad cuaternaria y de composición alcalina que constituyen el Evento Volcánico El Pinacate (e.g., Gutmann, 1976, 1977, 1979, 1986, 2002; Lynch, 1981; Lynch et al., 1993; Gutmann et al., 2000), son encontradas coronando la mayoría de los afloramientos de la región. Cubriendo discordantemente a las rocas más antiguas afloran depósitos no consolidados del Cuaternario, constituidos por coluvión, aluvión y eólicos compuestos principalmente de gravas, arenas, limos y arcillas distribuidos al pie de las montañas y algunos otros cubriendo los amplios valles y rellenando cuencas locales (Figuras 2 − 5). Los sedimentos arcillo-arenosos transportados por acción eólica forman y modelan grandes dunas de arena.
3. Geocronología U-Pb en zircón de granitoides permo-triásicos de la Sierra Los Tanques
3.1. Introducción
Un total de 12 muestras de granitoides permo-triásicos fueron fechadas por el método geocronológico U-Pb en zircón para determinar las edades de cristalización utilizando la técnica de Ablación Láser y Espectrometría de Masas con Plasma Acoplado Inductivamente (LA-ICPMS, Laser Ablation-Inductively Coupled Plasma
Mass Spectrometry Ablación Láser y Espectrometría de Masas con Plasma Acoplado Inductivamente; ver técnica analítica en Suplemento Electrónico). Todas estas muestras representativas fueron seleccionadas de diversos afloramientos ubicados en diferentes sectores del área de estudio (Figuras 2 − 5) con el fin de obtener un mejor control temporal del evento permo-triásico. Un promedio de 35 zircones para cada muestra fueron seleccionados y utilizados para realizar los análisis in situ U-Pb en zircón.
A continuación se describen de forma general, las características de los zircones analizados y los resultados geocronológicos U-Pb de las muestras. Los datos geocronológicos obtenidos (diagramas de concordia U-Pb), además de imágenes de catodoluminiscencia de algunos de los zircones fechados más representativos de cada muestra, donde se observa el punto de ablación y la edad obtenida en ese punto del zircón se muestran en las Figuras 9 − 12. Todos los datos se reportan en la Tabla SE1 en el Suplemento Electrónico. Por otro lado, en la Tabla 1 se enlista un resumen de las edades permo-triásicas obtenidas, además de la localización de muestras y mineralogía de las diferentes unidades graníticas fechadas.
3.2. Descripción de zircones
Alrededor de 100 granos de zircón de cada muestra fueron estudiados utilizando imágenes de luz reflejada y transmitida, además de imágenes de catodoluminiscencia. Algunas imágenes de zircones representativos de cada muestra son mostradas en las Figuras 9 − 12. Vistos en luz transmitida, los zircones de todas las muestras comparten características similares: tienen formas euhedrales a subhedrales, la mayoría son incoloros, algunos granos exhiben tonos amarillos, además, la mayoría de los cristales muestran inclusiones. Las morfologías de los zircones principalmente son prismas bipiramidales alargados con bordes y puntas bien definidas, algunas veces ligeramente redondeadas, con relaciones de aspecto entre 1:3 y 1:4. Algunos cristales exhiben morfologías prismáticas cortas y anchas (stubby prisms), aunque predominando las primeras. Los tamaños son variables entre 100 − 350 µm pero la mayoría rebasando los 200 µm y los más grandes con tamaños > 300 µm.
Por otro lado, las imágenes de catodoluminiscencia (Figuras 9 − 12 D, H y L) revelan la naturaleza ígnea de los zircones mostrando estructuras internas típicas de crecimiento magmático con una zonación oscilatoria bien definida para la mayoría de los zircones. La mayoría de estos muestra una buena luminiscencia, revelando zonaciones oscilatorias suavemente marcadas en algunos granos. Otros cristales no exhiben una clara zonación oscilatoria sino que muestran una zonación más homogénea. Se ablacionaron intencionalmente los dominios zonados para determinar la edad de cristalización de cada roca (Figuras 9 − 12 D, H y L; Tabla SE1). Otra característica muy común y distintiva de los zircones de estos granitoides permo-
Arvizu e Iriondo558558
triásicos es la presencia significativa de semillas o núcleos heredados que se distinguen fácilmente por presentar una alta luminiscencia y por ser redondeados (Figuras 9 − 12 D, H y L). Más del 50 % de los zircones de cada muestra presentan esta característica. Cabe señalar, que algunas de estas herencias fueron confirmadas por las edades U-Pb individuales obtenidas de algunos zircones (> 1.0 Ga, predominando un rango aproximado entre 1.6 − 1.8 Ga) (Figuras 9 − 12 D, H y L; Tabla SE1). En la mayoría de los zircones se muestra alta luminiscencia y zonaciones magmáticas oscilatorias bien definidas, algunos otros granos solamente muestran un núcleo heredado bordeado por un dominio más oscuro rico en U como lo indican las altas concentraciones (ppm) de ese elemento (Figuras 9 − 12D, H y L; Tabla SE1). Algunos zircones muestran estructuras internas o texturas complejas no muy comunes en zircones magmáticos (Figuras 9 − 12 D, H y L), quizá producto de recristalización por metamorfismo o hidrotermalismo como lo revelan algunas de las relaciones muy bajas de Th/U (≤ 0.02, Tabla SE1).
3.3. Resultados
3.3.1. Granodiorita de biotita (TANW09-06) El contenido de U es alto en un rango entre 277 − 2904
ppm y las concentraciones de Th varían de 56 − 419 ppm. Las relaciones Th/U varían de 0.06 − 0.27 (Tabla SE1). Se observan algunos zircones discordantes (2 − 14 %) que representan herencias con edades proterozoicas. Destaca la presencia de un zircón heredado con edad 207Pb/206Pb de 1700 ± 17 Ma (zircón/análisis 15, Figura 9A; Tabla SE1). Por otro lado, los análisis más jóvenes (Figura 9B) muestran una dispersión a lo largo de la línea de concordia con diferentes grados de discordancia, debido a que representan zircones que han sufrido pérdida de Pb, o en el caso de zircones más viejos, representan herencias. Se determinó una edad 206Pb /238U media ponderada de 257 ± 5 Ma (2s, MSWD = 2.4, n = 4; Figura 9C) para ésta granodiorita de biotita.
3.3.2. Gneis de biotita (GneisSur-1)
Las concentraciones de U varían de 332 − 6125 ppm; las más altas pertenecen a los zircones más jóvenes a lo largo de la línea de concordia que han perdido Pb (Figura 9E), lo cual también es confirmado por los dominios más oscuros ricos en U (Figura 9H; Tabla SE1). El contenido de Th es bajo variando de 4 − 331 ppm, mientras que las relaciones Th/U tienen un rango entre 0.01 − 0.32. Se observa una población importante pero dispersa de zircones con edades permo-triásicas con diversos grados de discordancia (0 − 9 %) (Figura 9F). Algunos de estos análisis también representan la presencia de Pb común, efecto que puede deducirse cuando la edad 208Pb/232Th del zircón es más vieja que la edad 206Pb/238U (Tabla SE1). Los análisis relativamente concordantes (≤ 3 %), proporcionan una edad 206Pb/238U media ponderada de 255 ± 3 Ma (2s,
MSWD = 2.3, n = 8; Figura 9G) que se interpreta como la edad de cristalización del protolito de esta roca gnéisica.
3.3.3. Granodiorita leucocrática de biotita y granate (aplita) (TANSE09-01)
Las concentraciones de U y Pb para los zircones son de 47 − 1479 ppm y 1 − 137 ppm, respectivamente, con relaciones Th/U entre 0.01 − 0.36 (Tabla SE1). Presencia de zircones heredados, identificados en las imágenes de catodoluminiscencia con edades proterozoicas entre 1.2 − 1.6 Ga (e.g., zircón/análisis 3, 6, 8, 19 y 25; Tabla SE1), ligeramente discordantes (1 − 5 %) (Figura 9I). Los datos más jóvenes de edad permo-triásica muestran una dispersión a lo largo de la concordia; algunos datos son relativamente concordantes (-2 a 2 %) y otros muestran pérdida de Pb (Figura 9J). Se determinó una edad 206Pb/238U media ponderada de 254 ± 2 Ma (2s, MSWD = 2.5, n = 5; Figura 9K), interpretada como la edad de cristalización de este leucogranito con granate.
3.3.4. Monzogranito de biotita (CG09-10) Los contenidos de U son de 260 − 3584 ppm (Tabla
SE1). Los valores más altos de 3584 ppm y 1908 ppm corresponden a los análisis más jóvenes (zircón/análisis 32 y 15; Tabla SE1) con pérdida de Pb, los cuales se muestran a lo largo de la concordia (Figura 10B). Las concentraciones de Th varían de 7 − 1505 ppm mientras que las relaciones Th/U se encuentran en un rango entre 0.01 − 0.73, predominando los valores > 0.1 (Tabla SE1), típicas de zircones magmáticos. Se observan zircones heredados de edad mesoproterozoica con diversos grados de discordancia (< 5 % y > 10 %, Tabla SE1). Cabe destacar la presencia de dos zircones concordantes (0 y 1%) con edades 207Pb/206Pb de 1090 ± 19 Ma y 1443 ± 18 Ma (Figura 10A). Los datos más jóvenes de edades permo-triásicas muestran una población de datos relativamente concordantes (Figura 10B) empleados para calcular una edad 206Pb/238U media ponderada de 254 ± 3 Ma (2s, MSWD = 1.9, n = 9; Figura 10C), la cual se interpreta como la edad de cristalización del monzogranito de biotita.
3.3.5. Granodiorita leucocrática de biotita (TANSE-09) Las concentraciones de U oscilan de 207 − 4518 ppm
(Tabla SE1). Los valores más altos de U (2165 − 4518 ppm) representan los análisis más jóvenes que han experimentado pérdida de Pb. El contenido de Th varía entre 28 − 551 ppm con relaciones Th/U en un rango entre 0.03 − 0.42, prevaleciendo los valores > 0.1 (Tabla SE1). Existe un número elevado de zircones heredados de edad proterozoica (1591 − 1758 Ma) con diferentes grados de discordancia (-2 % a 10 %) (Figura 10E). Se destaca la presencia de dos análisis concordantes con edades de 1351 ± 28 Ma y 1643 ± 20 Ma (Tabla SE1). Un acercamiento a los zircones más jóvenes de edad permo-triásica (Figura 10F) muestra una población de análisis relativamente concordantes (< 4 %), los cuales fueron empleados para calcular una edad
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 559
Figura 9. Datos analíticos de U-Pb obtenidos de zircones de granitoides pérmicos de Sierra Los Tanques utilizando la técnica de ablación láser (LA-ICP-MS). (A), (E) e (I) Gráficos de concordia tipo Tera-Wasserburg mostrando todos los datos de los zircones analizados de las muestras TANW09-06, GneisSur-1 y TANSE09-01. (B), (F) y (J) Acercamientos a los datos más jóvenes en donde se muestra la edad 206Pb/238U media ponderada calculada para cada muestra. Los análisis representados por las elipses y cuadrados de color negro fueron empleados para el cálculo de la edad media ponderada, mientras que los análisis en color gris (elipses y cuadrados) fueron descartados para este cálculo debido a que representan zircones con herencias y/o pérdida de Pb. (C), (G) y (K) Gráficos de media ponderada mostrando los análisis empleados para calcular la edad media ponderada. (D), (H) y (L) Imágenes de catodoluminiscencia de algunos zircones representativos de cada muestra, mostrando el lugar de ablación y debajo de cada zircón la edad determinada en ese punto del zircón.
300500
700
900
1100
1300
0.04
0.06
0.08
0.10
0.12
0 10 20 30 40
200
1500
1700
207 Pb
/206 Pb
elipses de error a 2-sigma
TANW09-06
Granodiorita de biotitaNW Sierra Los Tanques
A)
220260
340380
0.048
0.052
0.056
0.060
0.064
0.068
16 20 24 28 32
B)elipses de error a 2-sigma
1700 ± 17 Ma
Herencias
248 ± 3 Ma
300
275 ± 2 Ma
TANW09-06Edad 206Pb/238U media ponderada =
257 ± 5 Ma (2s)MSWD = 2.4 (n = 4)
247249251253255257259261263265
C)barras de error a 2-sigma
TANW09-06Edad 206Pb/238U media ponderada =
256.5 ± 4.9 Ma (2s)MSWD = 2.4 (n = 4)
9
33
11
27
60
300
500
700
900
0.04
0.05
0.06
0.07
0.08
0.09
0 10 20 30 40 50 244248252256260264
250
350
450
550
0.046
0.050
0.054
0.058
0.062
10 14 18 22 26 30 34
207 Pb
/206 Pb
elipses de error a 2-sigma
GneisSur-1
Gneis de biotitaSur Sierra Los Tanques
E) F)elipses de error a 2-sigma
G)barras de error a 2-sigma
Edad 206Pb/238U media ponderada = 255.4 ± 2.5 Ma (2s)
MSWD = 2.3 (n = 8)
GneisSur-122
8
26
16
18
9
25
17
309 ± 4 Ma
280 ± 2 Ma 269 ± 2 Ma 263 ± 2 Ma
HerenciasHerencias?
núcleo + borde?
Pérdida de Pb
núcleo heredado + borde magmático
GneisSur-1
Edad 206Pb/238U media ponderada =
255 ± 3 Ma (2s)MSWD = 2.3 (n = 8)
Edad 206Pb/238U (Ma)238U/206Pb 238U/206Pb
220 260 300 340 380
0.044
0.048
0.052
0.056
0.060
0.064
0.068
0.072
16 20 24 28 32
elipses de error a 2-sigma
J)
300 500
700
900
1100
1300
1500
0.04
0.06
0.08
0.10
0.12
0 10 20 30
207 Pb
/206 Pb
TANSE09-01elipses de error a 2-sigma
I)
200
1700 1649 ± 18 Ma
1501 ± 17 Ma
Granodiorita leucocrática de biotita y granateSE Sierra Los Tanques
262 260 258 256 254 252 250 248
K)barras de error a 2-sigma
TANSE09-01Edad 206Pb/238U media ponderada =
254.2 ± 2.1 Ma (2s)MSWD = 2.5 (n = 5)
12
2
27
23
7
Herencias
278 ± 2 Ma 266 ± 1 Ma
TANSE09-01Edad 206Pb /238U media ponderada =
254 ± 2 Ma (2s)MSWD = 2.5 (n = 5)
253 ± 2
1234 ± 28
243 ± 4
492 ± 17
209 ± 2 1570 ± 22
2 3
27
7
1618
100mm
0.1mm
TANW09-06
370 ± 4286 ± 2 265 ± 2 255 ± 2
532 ± 5
GneisSur-11 4 5 18
28
100mm
0.1mm
235 ± 1
256 ± 1
252 ± 1
217 ± 1
1501 ± 17 254 ± 1
2
1
7 2125
27
TANSE09-01
100mm
0.1mm
Número de análisis
Edad 207Pb/206Pb(Ma) > 1.0 Ga
Análisis LA-ICP-MS (30 mm)
D)
H)
L)
Pérdida de Pb
Herencias
Herencia?
Pérdida de Pb
núcleo heredado + borde magmático
núcleo + borde?
núcleo + borde?
206Pb/238U media ponderada de 252 ± 3 Ma (2s, MSWD = 0.69, n = 7; Figura 10G) para este leucogranito de biotita. Los análisis más jóvenes no fueron utilizados para este cálculo debido a que representan zircones que han sufrido pérdida de Pb como lo indican las concentraciones altas de U (2165 − 4518 ppm; Tabla SE1).
3.3.6. Cuarzomonzodiorita de biotita (MICRO-3) Las concentraciones de U y Th para los zircones
analizados son de 394 − 4248 ppm y de 51 − 780 ppm, respectivamente, con relaciones Th/U que varían en un rango entre 0.08 − 0.25. Los valores más altos de U pertenecen a los análisis más jóvenes que pudieran representar zircones con pérdida de Pb. Se observa poca presencia de herencias, destacando un zircón heredado concordante con una edad 207Pb/206Pb de 1716 ± 18 Ma (Figura 10I). Un acercamiento a los análisis más jóvenes (Figura 10J) permite visualizar una gran dispersión de datos con diversos grados de discordancia, aunque existen algunos análisis relativamente más concordantes entre -1 %
y 3 %. Se determinó una edad 206Pb/238U media ponderada de 243 ± 2 Ma (2s, MSWD = 0.23, n = 5; Figura 10K) para la muestra de cuarzomonzodiorita de biotita. Los análisis más jóvenes claramente han sufrido pérdida de Pb como lo podrían indicar los elevados contenidos de U de esos zircones (Tabla SE1).
3.3.7. Granodiorita leucocrática de biotita (GranCen-5) Los zircones tienen de moderadas a altas concentraciones
de U y Th (395 − 2106 ppm y 26 − 827 ppm, respectivamente) con relaciones Th/U que varían entre 0.05 − 0.47, predominando los valores > 0.1 (Tabla SE1). Se observan algunos análisis altamente discordantes > 3 % (entre 3 − 22 %) que representan zircones heredados (e.g., zircón/análisis 18, 20, 21, 25 y 30) (Figura 11A). Un acercamiento a los análisis más jóvenes muestra una población de datos dispersos, relativamente concordantes (≤ 3 %) a lo largo de la línea de concordia (Figura 11B). Se determinó una edad 206Pb/238U media ponderada de 240 ± 3 Ma (2s, MSWD = 1.5, n = 5; Figura 11C) para la granodiorita leucocrática de
Arvizu e Iriondo560560
biotita. El resto de los análisis, que se representan como elipses y cuadrados de color gris, no fueron usados para calcular la edad media ponderada debido a que representan zircones que han experimentado pérdida de Pb (análisis más jóvenes con altas concentraciones de U; Tabla SE1) y/o son zircones en donde simplemente se han muestreado dominios del zircón un poco más viejos.
3.3.8. Granodiorita leucocrática de dos micas (TANW09-01)
Los contenidos de U y Th para los zircones analizados son moderados variando de 18 − 1097 ppm y de 6 − 183 ppm, respectivamente, con relaciones Th/U 0.01 − 0.70 prevaleciendo valores > 0.1 (Tabla SE1). Existe la presencia de herencias, destacando la presencia de tres análisis concordantes (≤ 3 %) con edades 207Pb/206Pb de 1111 ± 52 Ma, 1476 ± 17 Ma y 1612 ± 17 Ma (Figura 11E). Otros tres análisis con discordancias altas, representan zircones con diferentes grados de herencia (e.g., zircón/análisis 3, 8 y 23 Figura 11E ; Tabla SE1). Un acercamiento a los análisis más jóvenes (Figura 11F) muestra una dispersión significativa a lo largo de la línea de concordia de los datos que son
relativamente concordantes (- 1 % a 2 %). Una agrupación de análisis concordantes, representados por las elipses y cuadrados de color negro, fueron usados para el cálculo de una edad 206Pb/238U media ponderada de 238 ± 1 Ma (2s, MSWD = 1.8, n = 12; Figura 11G), interpretada como la edad de cristalización de esta granodiorita leucocrática de dos micas.
3.3.9. Granodiorita leucocrática de biotita (TANC09-04) El contenido de U para los zircones analizados va de
66 − 2495 ppm y de Th va de 12 − 1302 ppm con relaciones Th/U que varían entre 0.07 − 0.59, predominando valores altos > 0.1 (Tabla SE1). Existe un gran número de zircones heredados de edades proterozoicas 207Pb/206Pb entre 1183 − 1934 Ma (Figura 11I), pero con diversos grados de discordancia (> 10 %, Tabla SE1). Los análisis más discordantes tienen valores entre 10 − 42 % de discordancia, mientras que los menos discordantes tienen valores < 5 % (Tabla SE1). Cabe destacar tres análisis concordantes (0 − 1 %) con edades 207Pb/206Pb de 1191 ± 20 Ma, 1598 ± 17 Ma y 1720 ± 17 Ma. En el acercamiento a los datos más jóvenes (Figura 11J) se observa una agrupación de análisis
Figura 10. Datos analíticos de U-Pb obtenidos de zircones de granitoides pérmicos de Sierra Los Tanques utilizando la técnica de ablación láser (LA-ICP-MS). (A), (E) e (I) Gráficos de concordia tipo Tera-Wasserburg mostrando todos los datos de los zircones analizados de las muestras CG09-10, TANSE-09 y MICRO-3. (B), (F) y (J) Acercamientos a los datos más jóvenes en donde se muestra la edad 206Pb/238U media ponderada calculada para cada muestra. Los análisis representados por las elipses y cuadrados de color negro fueron empleados para el cálculo de la edad media ponderada, mientras que los análisis en color gris (elipses y cuadrados) fueron descartados para este cálculo debido a que representan zircones con herencias y/o pérdida de Pb. (C), (G) y (K) Gráficos de media ponderada mostrando los análisis empleados para calcular la edad media ponderada. (D), (H) y (L) Imágenes de catodoluminiscencia de algunos zircones representativos de cada muestra, mostrando el lugar de ablación y debajo de cada zircón la edad determinada en ese punto del zircón.
12
100300
500
0.04
0.06
0.08
0.10
0.12
0 20 40 60 80 100 120
220260
300340380
0.044
0.048
0.052
0.056
0.060
0.064
0.068
16 20 24 28 32 236240244248252256260264268
207 Pb
/206 Pb
elipses de error a 2-sigma
CG09-10
Monzogranito de biotita NW Sierra Los Tanques
A) B)elipses de error a 2-sigma
C)barras de error a 2-sigma
1090 ± 19 Ma
1443 ± 18 Ma
1306 ± 18 Ma
20
18
13
11
3
9
2
5
Herencias
CG09-10Edad 206Pb /238U media ponderada =
254 ± 3 Ma (2s)MSWD = 1.9 (n = 9)
CG09-10Edad 206Pb/238U media ponderada =
253.9 ± 2.7 Ma (2s)MSWD = 1.9 (n = 9)
1418 ± 19 Ma
200210220230240250260270
0.049
0.051
0.053
0.055
0.057
0.059
23 25 27 29 31 235237239241243245247249251253
J)
238U/206Pb
elipses de error a 2-sigma
K)
Edad 206Pb/238U (Ma)
barras de error a 2-sigma
MICRO-3Edad 206Pb/238U media ponderada =
243.4 ± 2.1 Ma (2s)MSWD = 0.23 (n = 5)
12
21
18
4
6300
500
700
900
0.04
0.06
0.08
0.10
0.12
0 10 20 30 40 50
207 Pb
/206 Pb
238U/206Pb
elipses de error a 2-sigma
MICRO-3
Cuarzomonzodiorita de biotitaNW Sierra Los Tanques
I)1716 ± 18 Ma
Herencias
MICRO-3Edad 206Pb/238U media ponderada =
243 ± 2 Ma (2s)MSWD = 0.23 (n = 5)
255 ± 2 Ma
255 ± 2 Ma
228232236240244248252256260264
G)barras de error a 2-sigma
TANSE-09Edad 206Pb/238U media ponderada =
251.7 ± 2.7 Ma (2s)MSWD = 0.69 (n = 7)
7
23
5
3
24
16
21300500
700
900
1100
1300
0.04
0.06
0.08
0.10
0.12
0 10 20 30 40
207 Pb
/206 Pb
elipses de error a 2-sigma
TANSE-09
Granodiorita leucocrática de biotitaSE Sierra Los Tanques
E)
1500
1700
100
1351 ± 28 Ma
1591-1758 Ma
200220240260280
0.049
0.051
0.053
0.055
0.057
0.059
0.061
0.063
22 24 26 28 30 32 34
F)elipses de error a 2-sigma
Herencias
268 ± 3 Ma núcleo heredado + borde
TANSE-09Edad 206Pb/238U media ponderada =
252 ± 3 Ma (2s)MSWD = 0.69 (n = 7)
1405 ± 18
253 ± 2 250 ± 3
66 ± 1 696 ± 9
13 9
3235
CG09-10
100mm
0.1mm
253 ± 3 254 ± 31629 ± 21
219 ± 2
1643 ± 20
5 7
1022
32
100mm
0.1mm
TANSE-09
Análisis LA-ICP-MS (30 mm)
250 ± 2
209 ± 1
243 ± 3
1716 ± 18251 ± 2
1
2
4
5
16
100mm
0.1mm
MICRO-3
Herencias?
Pérdida de Pb
núcleo + borde?
Pérdida de Pb
Pérdida de Pb
Herencias? núcleo + borde?
D)
H)
L)
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 561
representados por elipses y cuadrados de color negro, que han sido empleados para calcular una edad 206Pb/238U media ponderada de 231 ± 1 Ma (2s, MSWD = 2.1, n = 6; Figura 11K), la cual es interpretada como la edad de cristalización de la granodiorita leucocrática de biotita.
3.3.10. Granodiorita leucocrática de biotita (LeucoCen-1) Las concentraciones de U de los zircones van de 75
− 6455 ppm, algunas de las más altas corresponden a los análisis más jóvenes que se interpreta han sufrido pérdida de Pb. Por su parte, los contenidos de Th van de 3 − 1979 ppm con relaciones Th/U en un rango que varía de 0.01 − 0.60 (Tabla SE1). Se corrobora la existencia de varios zircones heredados que presentan diferentes grados de discordancia, destacando la presencia de tres análisis relativamente concordantes (< 2 %) con edades proterozoicas 207Pb/206Pb de 1058 ± 21 Ma, 1287 ± 29 Ma y 1688 ± 19 Ma (Figura 12A). Un acercamiento a los datos más jóvenes (Figura 12B) permite visualizar una dispersión de los análisis con diferentes grados de discordancia a lo largo de la línea de concordia. Una población de zircones concordantes (- 1 % a 1 %) permite calcular una edad 206Pb/238U media ponderada
de 226 ± 5 Ma (2s, MSWD = 1.6, n = 5; Figura 12C) para este leucogranito de biotita. La agrupación de los análisis más jóvenes representa zircones que han experimentado una pérdida de Pb, como lo sugieren las concentraciones altas de U (1928 − 6455 ppm; Tabla SE1), comparadas con el resto de los análisis de esta muestra.
3.3.11. Granodiorita leucocrática de dos micas (GranCen-4) Los zircones analizados tienen concentraciones altas de
U entre 344 − 3118 ppm y contenidos de Th que varían de 36 − 549 ppm, con relaciones Th/U que van de 0.02 − 0.26 (Tabla SE1). Se observa una gran dispersión de los datos, los cuales poseen diferentes grados de discordancia (- 1 % a 19 %) (Figura 12E). Los análisis con edades más antiguas, altamente discordantes (> 10 %), representan zircones con algún grado de herencia. También existe una población de zircones más jóvenes, con mayor o menor grado de discordancia (aunque algunos muy concordantes), con edades entre 203 − 265 Ma que muestran gran dispersión a lo largo de la línea de concordia. Una agrupación de estos análisis, relativamente concordantes, permiten calcular una edad 206Pb/238U media ponderada de 224 ± 3Ma (2s, MSWD
Figura 11. Datos analíticos de U-Pb obtenidos de zircones de granitoides pérmicos de Sierra Los Tanques utilizando la técnica de ablación láser (LA-ICP-MS). (A), (E) e (I) Gráficos de concordia tipo Tera-Wasserburg mostrando todos los datos de los zircones analizados de las muestras GranCen-5, TANW09-01 y TANC09-04. (B), (F) y (J) Acercamientos a los datos más jóvenes en donde se muestra la edad 206Pb/238U media ponderada calculada para cada muestra. Los análisis representados por las elipses y cuadrados de color negro fueron empleados para el cálculo de la edad media ponderada, mientras que los análisis en color gris (elipses y cuadrados) fueron descartados para este cálculo debido a que representan zircones con herencias y/o pérdida de Pb. (C), (G) y (K) Gráficos de media ponderada mostrando los análisis empleados para calcular la edad media ponderada. (D), (H) y (L) Imágenes de catodoluminiscencia de algunos zircones representativos de cada muestra, mostrando el lugar de ablación y debajo de cada zircón la edad determinada en ese punto del zircón.
200
400
600
800
1000
1200
0.04
0.06
0.08
0.10
0 10 20 30 40
220260300340380
0.045
0.055
0.065
0.075
14 18 22 26 30 34
240
1400
207 Pb
/206 Pb
elipses de error a 2-sigma
GranCen-5
Granodiorita leucocrática de biotita Centro Sierra Los Tanques
A) B)elipses de error a 2-sigma
231233235237239241243245247249
C)barras de error a 2-sigma
Edad 206Pb/238U media ponderada = 240.4 ± 3.0 Ma (2s)
MSWD = 1.5 (n = 5)
GranCen-5
9
4
8
10
13
Herencias
257 ± 2 Ma
GranCen-5Edad 206Pb/238U media ponderada =
240 ± 3 Ma (2s)MSWD = 1.5 (n = 5)
200
230 240 250 260 270
0.048
0.050
0.052
0.054
23 24 25 26 27 28
F)elipses de error a 2-sigma
231 233 235 237 239 241 243
G)
Edad 206Pb/238U (Ma)
barras de error a 2-sigma
10
217
241211
2516
279
417
300 500
700
900
1100
1300
1500
0.04
0.06
0.08
0.10
0.12
0 10 20 30
207 Pb
/206 Pb
elipses de error a 2-sigma
E)TANW09-01
Granodiorita leucocrática de dos micas NW Sierra Los Tanques
100
1111 ± 52 Ma
1476 ± 17 Ma
1612 ± 17 Ma
238U/206Pb 238U/206Pb
Herencias
245 ± 1 Ma 245 ± 1 Ma
TANW09-01Edad 206Pb/238U media ponderada =
238 ± 1 Ma (2s)MSWD = 1.8 (n = 12)
TANW09-01Edad 206Pb/238U media ponderada =
237.7 ± 0.9 Ma (2s)MSWD = 1.8 (n = 12)
220 230 240 250 260
0.047
0.049
0.051
0.053
0.055
23.5 24.5 25.5 26.5 27.5 28.5 29.5
J)elipses de error a 2-sigma
200
600
1000
1400
0.04
0.06
0.08
0.10
0.12
0.14
0 10 20 30
207 Pb
/206 Pb
TANC09-04
elipses de error a 2-sigma
I)
400
1600
1191 ± 20 Ma
1598 ± 17 Ma 1720 ± 17 Ma
Granodiorita leucocrática de biotitaCentro Sierra Los Tanques
226 228 230 232 234 236
TANC09-04Edad 206Pb/238U media ponderada =
230.9 ± 1.4 Ma (2s)MSWD = 2.1 (n = 6)
K)barras de error a 2-sigma
12
3
21
23
17
14
Herencias
234 ± 1 Ma
242 ± 1 Ma
238 ± 1 Ma
TANC09-04Edad 206Pb/238U media ponderada =
231 ± 1 Ma (2s)MSWD = 2.1 (n = 6)
GranCen-5
253 ± 2248 ± 2 242 ± 2 257 ± 2
243 ± 2
13
4 6
9
100mm
0.1mm
231 ± 1
239 ± 1238 ± 1
234 ± 1
235 ± 1
230 ± 1
17 11
1920
3030100mm
0.1mm
TANW09-01
232 ± 1242 ± 1 238 ± 1 1507 ± 18 238 ± 1
100mm
0.1mm
TANC09-04
35 6
816
Pérdida de Pb
Herencias? núcleo + borde?
Pérdida de Pb
Herencias? núcleo + borde?
Pérdida de Pb
núcleo heredado + borde
núcleo + borde?
D)
H)
L)
Arvizu e Iriondo562562
= 1.8, n = 5; Figura 12F) que se interpreta como la edad de cristalización de esta granodiorita leucocrática de dos micas.
3.3.12. Granodiorita leucocrática de dos micas (GranCen-3)
Las concentraciones de U y Th para los zircones analizados son las más altas, comparadas con el resto de las muestras, variando de 604 − 9508 ppm y 87 − 958 ppm, respectivamente, con relaciones Th/U entre 0.03 − 0.26 (Tabla SE1). Se observa una gran dispersión de los datos con diferentes grados de discordancia (- 1 % a 13 %), aunque algunos análisis son más concordantes que otros (entre - 1 % y 3 %) (Figura 12H). Una población de zircones representada por la agrupación de los análisis en color negro (elipses y cuadrados) fueron utilizados para el cálculo de una edad 206Pb/238U media ponderada de 221 ± 2 Ma (2s, MSWD = 2.0, n = 9; Figura 12I).
4. Discusión
4.1. Edad del magmatismo permo-triásico y geocronología U-Pb en zircón
El magmatismo permo-triásico del NW de Sonora se
encuentra representado por un conjunto de granitoides con edades de cristalización U-Pb en zircón en un rango aproximado de 284 – 221 Ma (Figura 13). Este rango indica un intervalo de actividad magmática de aproximadamente 60 Ma, sugiriendo el inicio del arco continental en el Pérmico temprano hasta el Triásico tardío. Las rocas afloran en diversas localidades del NW de Sonora como en el área de estudio de la Sierra Los Tanques (este estudio; R. García-Flores, com. pers., 2015), Sierra Pinta (Arvizu et al., 2009a), Sierra San Francisco (Velázquez-Santelíz, 2014), Sierra Enterrada (Paz-Moreno, com. pers., 2011) y Sierra Blanca (Paz-Moreno, com. pers., 2011) (Figura 1). Cabe señalar que la mayoría de estas rocas permo-triásicas distribuidas en las zonas antes mencionadas estaban cartografiadas como de edad proterozoica o incluso como rocas del Cretácico tardío o del Paleógeno-Neógeno (e.g., SGM, 2002). En el histograma de la Figura 14 se muestra una distribución de los datos geocronológicos existentes del magmatismo presente en el NW de Sonora, además del tipo de tectonismo dominante desde el Proterozoico hasta el Cenozoico. A grandes rasgos, se observa que en el NW de Sonora existen diversos pulsos y gaps magmáticos representados por ausencia de magmatismo y por rocas ígneas con características calcialcalinas asociadas a
Figura 12. Datos analíticos de U-Pb obtenidos de zircones de granitoides pérmicos de Sierra Los Tanques utilizando la técnica de ablación láser (LA-ICP-MS). (A), (E) e (H) Gráficos de concordia tipo Tera-Wasserburg mostrando todos los datos de los zircones analizados de las muestras LeucoCen-1, GranCen-4 y GranCen-3. (B) y (E) Acercamientos a los datos más jóvenes en donde se muestra la edad 206Pb/238U media ponderada calculada para cada muestra. Los análisis representados por las elipses y cuadrados de color negro fueron empleados para el cálculo de la edad media ponderada, mientras que los análisis en color gris (elipses y cuadrados) fueron descartados para este cálculo debido a que representan zircones con herencias y/o pérdida de Pb. (C), (G) y (K) Gráficos de media ponderada mostrando los análisis empleados para calcular la edad media ponderada. (D), (H) y (L) Imágenes de catodoluminiscencia de algunos zircones representativos de cada muestra, mostrando el lugar de ablación y debajo de cada zircón la edad determinada en ese punto del zircón.
250
350
450550
0.044
0.048
0.052
0.056
0.060
0.064
0.068
10 14 18 22 26 30 34 210214218222226230234238
B)elipses de error a 2-sigma
C)barras de error a 2-sigma
LeucoCen-1Edad 206Pb/238U media ponderada =
225.6 ± 4.7 Ma (2s)MSWD = 1.6 (n = 5)1
5
18
13
22300
500
700
900
1100
0.04
0.06
0.08
0.10
0.12
0 10 20 30 40
200
1300
1500
17001688 ± 19 Ma
1287 ± 29 Ma
1058 ± 21 Ma
207 Pb
/206 Pb
elipses de error a 2-sigma
LeucoCen-1
Granodiorita leucocrática de biotita Centro Sierra Los Tanques
A)
238U/206Pb
Herencias
255 ± 2 Ma
LeucoCen-1Edad 206Pb/238U media ponderada =
226 ± 5 Ma (2s)MSWD = 1.6 (n = 5)
213215217219221223225227229
210230250270
0.046
0.050
0.054
0.058
0.062
22 24 26 28 30 32
I)barras de error a 2-sigmaelipses de error a 2-sigma
H)
Granodiorita leucocrática de dos micasCentro Sierra Los Tanques
13
8
7
5
22
25
17
23
16255 ± 2 Ma
200240280320360400
0.042
0.046
0.050
0.054
0.058
0.062
0.066
0.070
0.074
14 18 22 26 30 34
elipses de error a 2-sigma
E)
Granodiorita leucocrática dos micasCentro Sierra Los Tanques
214216218220222224226228230232
F)barras de error a 2-sigma
27
11
16
26
13
207 Pb
/206 Pb
207 Pb
/206 Pb
238U/206Pb Edad 206Pb/238U (Ma)
Edad 206Pb/238U media ponderada = 223.6 ± 3.4 Ma (2s)
MSWD = 1.8 (n = 5)
GranCen-3Edad 206Pb/238U media ponderada =
221.1 ± 1.7 Ma (2s)MSWD = 2.0 (n = 9)
GranCen-4Edad 206Pb/238U media ponderada =
224 ± 3 Ma (2s)MSWD = 1.8 (n = 5)
GranCen-3Edad 206Pb/238U media ponderada =
221 ± 2 Ma (2s)MSWD = 2.0 (n = 9)
GranCen-4
244 ± 5247 ± 3
225 ± 2
222 ± 2227 ± 2
15
1126 27
100mm
0.1mm
GranCen-4
206 ± 2
225 ± 2
224 ± 2209 ± 1
216 ± 1
100mm
0.1mm
24 8 18
24
GranCen-3
Edad 206Pb/238U(Ma) < 1.0 Ga
230 ± 31455 ± 23
250 ± 2225 ± 3
195 ± 2
1 1012
13 16
100mm
0.1mm
LeucoCen-01
Pérdida de Pb
Herencias?
núcleo + borde?
Pérdida de Pb
Herencias? núcleo + borde?
núcleo heredado + borde magmático
Pérdida de Pb
núcleo heredado + borde
núcleo + borde?
D)
G)
J)
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 563
naturaleza totalmente laurenciana (Figura 14) (e.g., Iriondo, 2001; Iriondo et al., 2004; Nourse et al., 2005).
Por otra parte, la mayoría de los análisis de zircón de los granitoides permo-triásicos muestran concentraciones altas de U, sugiriendo que han sufrido diferentes grados de pérdida de Pb. En el caso de los zircones más viejos, estos podrían representar zircones con diferentes grados de herencia en los cuales se muestreó parte de un núcleo o simplemente dominios más viejos del zircón como lo revelan las imágenes de catodoluminiscencia (Figuras 9 − 12 D, H y L).
La presencia de análisis concordantes con edades proterozoicas (Figura 15), que corresponden a núcleos heredados como se muestra en las imágenes de catodoluminiscencia (Figuras 9 − 12 D, H y L), puede ser fácilmente explicada ya que estas edades son comunes para el basamento granítico meta-ígneo existente en la región de ~ 1.7 – 1.6 Ga, ~ 1.4 y ~ 1.1 Ga (e.g., Iriondo et al., 2004, 2005; Nourse et al., 2005; Izaguirre et al., 2008; Arvizu et al., 2009b; Iriondo y Premo, 2010), incluso consistentes con las edades proterozoicas obtenidas de rocas de basamento para la zona de estudio de Sierra Los Tanques (Arvizu-Gutiérrez, 2012). En el histograma de la Figura 15A se observan las edades individuales U-Pb en zircón obtenidas de todas las muestras fechadas en este estudio, observándose picos significativos a ~ 238 Ma y ~ 258 Ma
0
2
4
6
8
10
12
14
160 200 240 280 320 360
Núm
ero
de d
atos
Probabilidad relativa
238231
224
221
244
254261–264
284
n = 39
Edad (Ma)
Rango de edades221–284 Ma
Jurásico Triásico Pérmico Carbonífero Devónico
Figura 13. Histograma y diagrama de probabilidad de edades de cristalización U-Pb de zircones de granitoides permo-triásicos del NW de Sonora (datos de este trabajo y referencias mencionadas en el texto).
Figura 14. Histograma mostrando los periodos, rangos y gaps de magmatismo en el NW de Sonora empleando principalmente las edades U-Pb de cristalización en zircones de rocas ígneas. También se observa el tipo de tectonismo dominante desde el Proterozoico al Cenozoico relacionado a cada pulso o periodo de magmatismo y ausencia del mismo durante la evolución geológica de la región. La mayor parte de la base de datos utilizada para el desarrollo del histograma se encuentra recopilada en Izaguirre-Pompa (2009) y sus referencias, mientras que el resto son datos generados en Arvizu-Gutiérrez, 2012 y en este estudio.
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
-40 0 40 80 120 160 200 240 280 320 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000
n = 183
Edad de cristalización (Ma)
Núm
ero
de d
atos
MagmatismoMioceno-Oligoceno
~12-25 Ma
MagmatismoCretácico (Laramídico)
~63-80 MaMagmatismo
Jurásico
~147-191 Ma
MagmatismoPermo-triásico
~221-284 MaMagmatismo
Mesoproterozoico (1.4 Ga)
~1406-1438 Ma
MagmatismoMesoproterozoico (1.1 Ga)
~1062-1206 Ma
MagmatismoPaleoproterozoico
(1.6-1.7 Ga)
~1595-1814 Ma
~26-62 Ma
Gap magmático
~81-146 Ma
Gap magmático
~192-220 Ma
Gap magmático
~285-1061 Ma
Gap magmático
~1207-1405 Ma
Gap magmático
~1439-1594 Ma
Gap magmático
PROTEROZOICOPALEOZOICOMESOZOICOCENOZOICO
PaleoproterozoicoMesoproterozoicoNeoproterozoicoCarb.PérmicoTriásicoJurásicoCretácicoPaleog.Neo.
Ensamble del Supercontinente Rodinia
Magmatismo de arco de islas
Magmatismo intraplaca
¿Rifting de Rodinia?
Gap magmático Gap
Margen continental activo
Magmatismo de arco continentalMag
mat
ism
oIn
trap
laca
Margen pasivo
Margen SW de Laurencia
subducción para formar el arco magmático continental cordillerano desde el Pérmico hasta básicamente el Mioceno (e.g., Izaguirre-Pompa, 2006, 2009; Vidal-Solano et al., 2008; Roldán-Quintana et al., 2009; Valencia-Moreno et al., 2011; Arvizu-Gutiérrez, 2012), estableciéndose éste, en un basamento de edad proterozoica y paleozoica y de
Arvizu e Iriondo564564
que coinciden con el rango de edades de cristalización (edades U-Pb medias ponderadas) determinadas para la mayoría de las rocas datadas en este trabajo. Una interpretación importante que se podría evaluar y que no se puede descartar, es que algunos de los zircones más antiguos de edad pérmica y que son relativamente concordantes, en un rango entre ~ 258 – 288 Ma, podrían representar las edades de cristalización originales de algunas rocas, pero que posteriormente sufrieron un grado significativo de pérdida de plomo. No obstante, los granitoides permo-triásicos contienen abundantes zircones heredados (algunos altamente concordantes; Figuras 9 − 12 D, H y L) con edades que varían en un rango entre ~ 1071 – 1924 Ma, con picos o abundancias principales a ~ 1.1 Ga, ~ 1.4 Ga y ~ 1.6 – 1.7 Ga (Figura 15B). Se interpreta que estos zircones heredados fueron derivados de la fusión parcial y/o asimilación de las rocas encajonantes de basamento paleoproterozoico presente localmente en Sierra Los Tanques (e.g., bloques, xenolitos, roof pendants).
En los gráficos de Edad 206Pb/238U (Ma) vs. Concentración de U (ppm) de la Figuras 16 A – B se observan en (a) todos los análisis de zircón más jóvenes con edades < 300 Ma y en (b) un acercamiento a los zircones de edad permo-triásica (200 – 300 Ma). En ambos gráficos se observa una tendencia al incremento en las concentraciones de U a medida que el zircón/análisis es más joven. Es importante resaltar que la mayoría de los zircones con edades más jóvenes son
zircones con valores altos en U (1000 – 6000 ppm) (Figuras 16 A-B, Tabla SE1) que sufrieron pérdida de plomo. De acuerdo a esto, no se descarta que algunos análisis de edades triásicas pudieran haber sido zircones pérmicos con pérdida generalizada de Pb siguiendo una trayectoria a lo largo de la línea de concordia (Figuras 9 − 12 D, H y L).
4.2. Relaciones Th/U como indicadores del origen de zircones ígneos y metamórficos
Las relaciones Th/U se han convertido en un criterio comúnmente empleado para distinguir entre ambientes magmáticos, metamórficos e hidrotermales de formación del zircón (Harley et al., 2007). Incluso, algunos geocronólogos han reconocido por algún tiempo que la relación Th/U podría ser usada como un discriminante de primer orden entre zircones magmáticos y metamórficos (e.g., Bibikova, 1984; Pidgeon et al., 2000). Empíricamente, las relaciones Th/U de zircones magmáticos tienden a ser > 0.1 (Vavra et al., 1999; Hoskin e Ireland, 2000; Pidgeon et al., 2000; Belousova et al., 2002; Hidaka et al., 2002), mientras que las relaciones Th/U de los zircones metamórficos suelen ser < 0.1 (Hoskin e Ireland, 2000; Hidaka et al., 2002; Rubatto, 2002). Sin embargo, existen muchas situaciones con relaciones > 0.1 para zircones metamórficos (Vavra et al., 1999; Kröner et al., 2000; Wilde et al., 2001) y < 0.1 para zircones magmáticos (Young et al., 1995; Compston,
0
20
40
60
80
100
120
140
160
0 400 800 1200 1600 2000 2400
Núm
ero
de d
atos
Edad U-Pb de zircones de todas las muestras analizadas (Ma)
Probabilidad relativa
0
1
2
3
4
5
6
7
900 1100 1300 1500 1700 1900 2100
Núm
ero
de d
atos
Edad U-Pb de zircones heredados > 1000 Ma
Probabilidad relativa
n = 316 zircones
238 Ma
258 Ma
1071 Ma
1179 Ma
1291 Ma
1405 Ma1465 Ma
1561 Ma
1605 Ma
1924 Ma
A
n = 58 zirconesheredados
B
209 Ma
191 Ma
184 Ma
66 Ma
271 Ma
288 Ma
307-868 Ma1071-1924 Ma
221 Ma
1670 Ma
1745 Ma
Anál
isis
con
pérd
ida
de P
b
Análisis borde + núcleo
Figura 15. A) Histograma y diagrama de probabilidad de edades U-Pb de zircones individuales de todas las muestras de granitoides permo-triásicos fechadas en este trabajo. B) Histograma y diagrama de probabilidad de edades U-Pb de zircones heredados fechados en las muestras de granitoides permo-triásicos.
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 565
10000
8000
6000
4000
2000
0
U (p
pm)
0.8
0.6
0.4
0.2
0.0200 220 240 260 280 300
Edad 206Pb/238U (Ma)
Rela
ción
232 Th
/238 U
0.1
zircones más jóvenescon concentraciones mayores de U y abundante pérdida de Pb
zircones ígneos
zircones metamór�cos
10000
8000
6000
4000
2000
0
U (p
pm)
100 200 3000
Edad 206Pb/238U (Ma)
Valores altos de Uzircones con pérdida de Pb
A)B)
C)
n = 233
n = 222
n = 222
U (ppm)
Th (p
pm)
2000
1500
1000
500
00 2000 4000 6000 8000 10000
n = 222
Zircones en rocas graníticas
U (ppm) Th (ppm) Th/U
Ahrens et al. (1967) n = 158
Promedio 1330 630 0.47
Lyakhovich (1973)Promedio 1150 886 0.77
Wang et al. (2011) n = 1684
Rango 23−10799 3−9089 0.01−3.79Promedio 350 140 0.52
Este estudioRango 47−9508 1−1503 0.01−0.73Promedio 1242 172 0.15
D)
Figura 16. A) Gráfico de Edad 206Pb/238U (Ma) vs. Concentración de U (ppm) de todos los zircones analizados más jóvenes < 300 Ma utilizando 233 análisis individuales. Los círculos en negro representan los análisis de zircón utilizados para calcular las diferentes edades de las rocas reportadas en este trabajo (ver Tabla 1 y Figuras 9 − 12), mientras que los círculos grises son los análisis descartados para el cálculo de la edad por representar zircones con diferentes grados de pérdida de Pb y/o núcleos heredados. B) Acercamiento mostrando solamente los zircones de edad permo-triásica (222 análisis). C) Gráfico de Edad 206Pb/238U (Ma) vs. Relación 232Th/238U. La línea punteada a 0.1 en la relación Th/U muestra una tentativa división para el origen de los zircones apoyada de datos de literatura (e.g., Hoskin y Black, 2000; entre otros discutidos en el texto). Los valores > 0.1 indican un origen ígneo mientras que los valores < 0.1 indican posiblemente un origen metamórfico para los zircones. D) Gráfico de concentraciones de U (ppm) vs. Th (ppm) de todos los zircones permo-triásicos.
1995; Elburg, 1996; Muir et al., 1996; Singh et al., 2002; Lund et al., 2002; Li et al., 2003; Zhai et al., 2005). Las causas de las variaciones de tales relaciones Th/U son altamente controversiales (Klötzli, 1999) y su uso ha sido re-evaluado en vista de observaciones texturales y otros criterios químicos (e.g., Möller et al., 2003).
Aunque algunas de las relaciones Th/U en los zircones permo-triásicos analizados en este estudio son muy bajas (< 0.1) (Figura 16C; Tabla SE1), valores que podrían interpretarse como relaciones típicas para zircones metamórficos, la morfología prismática típica, además de las texturas observadas en las imágenes de catodoluminiscencia indican que la mayoría de los zircones son fácilmente asignados a un origen ígneo, ya que se aprecian zonaciones oscilatorias típicas de crecimiento magmático (Figuras 9 − 12D, H y L). Sin embargo, algunos zircones exhiben texturas o estructuras internas no muy comunes en zircones magmáticos (Figuras 9 − 12D, H y L), quizá producto de recristalización por metamorfismo o disolución por
actividad hidrotermal como lo revelan algunas de las relaciones muy bajas de Th/U (≤ 0.02, Figura 16C; Tabla SE1). Se han documentado que estas relaciones tan bajas de Th/U son típicas de zircones que se han formado durante metamorfismo de alto grado (e.g., Williams y Claesson, 1987; Maas et al., 1992; Rubatto, 2002; entre otros) o zircones asociados con interacciones fluido-mineral en estadios tardíos a temperaturas moderadas a altas, durante la cristalización de los zircones (e.g., Vavra et al., 1999; Harley et al., 2001; Carson et al., 2002). Algunos otros zircones no muestran una zonación clara, sino dominios más oscuros ricos en U (Figuras 9 − 12D, H y L) como lo indican las concentraciones altas de este elemento (Tabla SE1).
Las altas variaciones en los contenidos de Th (~ 1 – 1503) y U (~ 47 – 9508) (Figura 16D; Tabla SE1) en los zircones permo-triásicos analizados también podrían indicar que existe una zonación química dentro de los cristales de zircón como los demuestran las imágenes de catodoluminiscencia. Algunos reportes sobre relaciones
Arvizu e Iriondo566566
bajas de Th/U en zircones magmáticos (e.g., Zheng et al., 1999) sugieren que los valores bajos en estas relaciones, determinados en los zircones magmáticos de los granitoides permotriásicos son razonables.
Por ejemplo, las concentraciones de U y Th promedio en zircones graníticos han sido propuestas en 1330 ppm y 630 ppm, respectivamente (Figura 16D; Ahrens et al., 1967). Un resultado similar fue obtenido por Lyakhovich (1973), mostrando promedios de U y Th para zircones graníticos de 1150 ppm y 886 ppm, respectivamente (Figura 16D). Sin embargo, análisis más recientes muestran que los valores de U y Th en zircones graníticos son mucho menores que los valores aceptados antes mencionados (Wilde y Youssef, 2000; Claesson et al., 2000; Da Silva et al., 2000; Eichhorn et al., 2000; Singh et al., 2002; Lund et al., 2002; Zhou et al., 2002; Li et al., 2002; Thrane, 2002; Li et al., 2003; Liu et al., 2004; Zhai et al., 2005). Inclusive, en un trabajo recientemente publicado por Wang et al. (2011), donde se hace una compilación de datos de literatura, muestra que los contenidos de U y Th en zircones de rocas graníticas están mejor representados por valores promedio de 350 ppm y 140 ppm, respectivamente (Figura 16D). Aunque, como se mencionó anteriormente, valores mucho más altos de U y Th (> 1000 ppm para ambos) en zircones magmáticos han sido reportados en la literatura.
El criterio propuesto para distinguir entre zircones magmáticos y metamórficos utilizando las relaciones Th/U (e.g., Rubatto, 2002; Hoskin y Schaltegger, 2003) no es infalible de acuerdo a las variaciones considerables de este parámetro marcadas en varios trabajos (e.g., Carson et al., 2002; Kelly y Harley, 2005). Los datos de este estudio apoyan esta conclusión, ya que los zircones permo-triásicos muestran relaciones Th/U altamente variables (0.01 – 0.73; Figura 16D), variaciones similares a los valores propuestos para zircones magmáticos y/o metamórficos reportados en literatura (e.g., Ahrens et al., 1967; Lyakhovich, 1973; Wang et al., 2011). Dado este hecho y la evidencia de relaciones variables de Th/U descritas anteriormente, los valores de Th/U pueden sólo ser usados con precaución y en colaboración con otros criterios químicos para valorar el origen del zircón dentro de su contexto textural como lo podría ser la geoquímica de REE en el zircón.
4.3. Implicaciones tectónicas del magmatismo permo-triásico en el NW de México
El estudio de las rocas paleoproterozoicas del SW de Norteamérica ha permitido caracterizar y proponer una división del basamento paleoproterozoico en el margen continental del SW de Laurencia en tres diferentes provincias: Mojave, Yavapai y Mazatzal (Figura 17A) (e.g., Karlstrom et al., 1987; Karlstrom y Bowring, 1988; Karlstrom y Bowring, 1993; Wooden y Miller, 1990; Iriondo et al., 2004; Iriondo y Premo, 2010 y sus referencias). La presencia de rocas paleoproterozoicas aflorantes en el NW de Sonora, como en las regiones de Quitovac, Cabeza
Prieta-Pinacate, Cerros San Luisito, Cerro Prieto y Zona Canteras-Puerto Peñasco (Iriondo et al., 2004; Nourse et al., 2005; Gutiérrez-Coronado et al., 2008; Izaguirre et al., 2008; Arvizu et al., 2009b) sugiere mediante estudios geocronológicos, geoquímicos e isotópicos que el basamento cristalino en esta región presenta similitudes con rocas asociadas a la provincia Yavapai, por lo que se propone la extensión de estas provincias hacia México (Figuras 17 A y B).
Iriondo (2005, 2007) sugiere que la agrupación de rocas paleoproterozoicas con características Yavapai en Sonora, que mantienen una dirección estructural predominantemente NW-SE (Figura 17), han podido actuar como una zona de debilidad cortical (sutura) desde el Paleoproterozoico. Esta debilidad pudo haber condicionado notablemente algunos eventos geológicos subsecuentes presentes en Sonora como la orientación del rifting continental durante la ruptura del supercontinente Rodinia; la ubicación preferencial para el emplazamiento del magmatismo y la formación de cuencas sedimentarias mesozoicas; la canalización de fluidos metamórficos para la formación del cinturón de Au orogénico laramídico; la ubicación preferencial para el magmatismo terciario, principalmente volcanismo; la orientación de la apertura (rifting) del Golfo de California; y quizá, la presencia de magmatismo máfico cuaternario (e.g., Campos volcánicos del Pinacate y Moctezuma) a lo largo de la franja de corteza Yavapai.
Algunos autores (e.g., Arvizu et al., 2009a; 2009b; Iriondo y Premo, 2010) sugieren que esta zona representada por la franja de Yavapai mexicano (Figura 17) también sirvió para que los primeros magmas asociados a la subducción permo-triásica y al inicio del arco magmático continental cordillerano del SW de Norteamérica ascendieran hacia la superficie con mayor facilidad (Figura 17B). Esto a través de una corteza continental comparativamente fría después de cientos de millones de años como corteza de margen continental pasiva generada posteriormente al rifting o ruptura del supercontinente Rodinia en el Neoproterozoico y/o Paleozoico Inferior (Stewart, 1976, 1988; Li et al., 2008) (Figura 14).
Cabe aclarar que lo que se considera como zona de debilidad cortical Yavapai es sólo una hipótesis para explicar el conducto por el cual los magmas generados por subducción durante el permo-triásico ascendieron hacia la superficie. Sin embargo, aún no se puede demostrar pero estudios recientes antes mencionados indican que esta hipótesis podría ser factible para explicar la presencia de las rocas ígneas permo-triásicas en el NW de Sonora como en las localidades de Sierra Enterrada, Sierra Blanca, Sierra San Francisco, Sierra Los Tanques y Sierra Pinta (Figura 17B).
4.4. Relación entre el magmatismo permo-triásico en el NW de Sonora y el magmatismo cordillerano del SW de Norteamérica, noreste, centro y sur de México
El descubrimiento del pulso magmático permo-triásico
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 567
Figura 17. (A) Distribución tentativa de las provincias paleoproterozoicas Mojave, Yavapai y Mazatzal en el SW de Laurencia, incluyendo los afloramientos del NW de México (Iriondo y Premo, 2010). El rango de edades de cristalización (en rojo) para rocas ígneas de cada una de las provincias está basado en la recopilación de edades de Iriondo et al. (2004). También se presenta, de forma tentativa, la extensión de la traza de fronteras de Nd y de las series geoquímicas al internarse en México (Iriondo y Premo, 2010). Las abreviaciones son LA: Los Ángeles, SD: San Diego, LV: Las Vegas, PHX: Phoenix, TUC: Tucson, HER: Hermosillo. (B) Acercamiento al NW de Sonora mostrando los afloramientos de rocas graníticas permo-triásicas encontrados hasta la fecha en la región y que se encuentran espacialmente asociadas a la franja del Yavapai mexicano (este estudio y referencias mencionadas en el texto).
113°W
Oc
éa
no
P
ac
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co
Ma
r
de
C
or
té
s
32°N
30°N
34°N
36°N
119°W 115°W 111°W
Yavapai
MGSZ
Provincia Mojave
Provincia Yavapai
Provincia Mazatzal
MGSZZona de cizalla Moore Gulch
Frontera de provincias de Nd
Frontera geoquímicaMojave-Yavapai
Rocas proterozoicas
Provincias de NdNd 1
Mojave
Mojave
Mazatzal
(1.81-1.63 Ga)
(1.74-1.62 Ga)
(1.84-1.66 Ga)
(1.75-1.60 Ga)
PHX
TUC
HER
SD
LA
EUAMéxico
LV
Nd 1
100 km
ZonaTransición
Moj-Yav
Nd 1
Norte América
Zona de TransiciónMojave-Yavapai
Nd 1
Nd 2
Nd 3
Nd 3
?
Nd 3Yavapai
119°W
115°W 111°W
32°N
30°N
34°N
36°N
Nd 2
Nd 2
Nd 2
A
N
Nd 3
Mazatzal
113°W
32°N 32°N
31°N 31°N
A�oramientos de rocas paleoproterozoicasdiscutidos en el texto
A�oramientos de rocas permo-triásicas
50 km
Nd 3
Yavapai
Nd 2
Mazatzal
EUAMéxico
Mojave
1
2
3
4
56
7
89
10
11
B
Nd 1
N
1 Sierra Los Alacranes
y Zona Cabeza Prieta-Pinacate
2 Zona Canteras-Puerto Peñasco
3 Quitovac
4 Sierra Prieta
5 Cerro Prieto
6 Cerros San Luisito
9 Sierra San Francisco
10 Sierra Los Tanques
7 Sierra Enterrada
8 Sierra Blanca
9 Sierra San Francisco
10 Sierra Los Tanques
11 Sierra Pinta
Arvizu e Iriondo568568
en el NW de Sonora, con edades U-Pb en zircones entre ~ 284 – 221 Ma (Figura 13) se puede asociar a subducción y al inicio del arco magmático continental del SW de Norteamérica. Esto contrasta con la idea de que el comienzo de la subducción para formar el arco magmático continental cordillerano en el SW de Norteamérica inició con la intrusión de plutones graníticos de edad básicamente triásica (~ 250 – 207 Ma; Barth et al., 1997; Barth y Wooden, 2006) emplazados en el basamento paleoproterozoico, como resultado del inicio de la convergencia a lo largo del margen continental paleozoico pre-existente (e.g., Burchfiel y Davis, 1972, 1975, 1981; Kistler y Peterman, 1973; Dickinson, 1981; Burchfiel et al., 1992). De esta manera, esta ocurrencia de magmatismo pérmico en el NW de México permite recorrer varios millones de años hacia atrás (> 30 Ma) el inicio de la subducción y el establecimiento del margen continental activo en el SW de Norteamérica.
La ocurrencia de algunos plutones de edad permo-triásica (~ 260 – 207 Ma) en los estados de Nevada, California y Arizona (e.g., Snow et al., 1991; Bateman, 1992; Burchfield et al., 1992; Miller et al., 1992, 1995; Dunne y Saleeby, 1993; Schweickert y Lahren, 1993; Barth et al., 1997; Barth y Wooden, 2006) parece estar asociada a dos diferentes procesos de formación. Por un lado, los plutones permo-triásicos localizados en la parte norte y centro de California y los del oeste de Nevada, parecen estar asociados a un arco magmático de islas constituido por terrenos oceánicos acrecionados (Figura 18), creado a distancia del margen continental y que posteriormente colisionaron contra el continente en tiempos mesozoicos (Barth et al., 1990, 1997; Busby-Spera et al., 1990; Saleeby y Busby-Spera, 1992; Barth y Wooden, 2006). Asimismo, estos autores plantean que algunos de estos plutones permo-triásicos en la parte sur de California y oeste de Arizona se encuentran asociados a una zona de subducción paralela al margen continental paleozoico pre-existente, como lo sugiere el patrón de orientación NW del plutonismo y volcanismo permo-triásico que corta basamento proterozoico en esas regiones (Figura 18).
Por otro lado, en el noreste, centro y sur de México el arco continental permo-triásico nombrado arco del Este de México (Torres et al., 1999) está relacionado a una zona de subducción con vergencia hacia el este en el margen oeste de Pangea (Torres et al., 1999; Schaaf et al., 2002; Weber et al., 2005, 2007; Ratschbacher et al., 2009) pero es establecido en corteza gondwánica. Algunos trabajos proponen que pudiera extenderse probablemente hasta el noroeste de Sudamérica (e.g., Centeno-García y Keppie, 1999), específicamente en Colombia, ya que también han sido reportadas rocas de estas edades en esa parte de la Cordillera (e.g., Pindell y Dewey, 1982; Pindell, 1985; Case et al., 1990). Sin embargo, algunas rocas graníticas permo-triásicas estudiadas en la parte norte de la Cordillera Central de Colombia se cree que han registrado el evento colisional entre Laurencia y Gondwana, completando el ensamble final de Pangea durante el Pérmico temprano
(e.g., Restrepo et al., 1978, 1991; González, 2001; Vinasco et al., 2006). Investigaciones más recientes han comprobado la continuación del arco magmático permo-triásico hacia Sudamérica (e.g., Cochrane et al., 2014; Spikings et al., 2015).
La reconstrucción geotectónica hipotética presentada en este estudio para el Permo-triásico en la parte oeste-centro de Pangea (Figura 18) está basada principalmente en los modelos de Dickinson y Lawton (2001), Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez (2002) y Godínez-Urban et al. (2011). Primeramente, el cierre del océano Rhéico durante el Paleozoico tardío, a lo largo de una zona de subducción con orientación aproximadamente ENE-WSW y con dirección hacia el sur, permitió la colisión final entre el sur de Laurencia y el noroeste de Gondwana creando el cinturón orogénico o sutura Ouachita-Marathon-Sonora para lograr el ensamble final de Pangea (e.g., Poole et al., 2005). Esta zona inicial de subducción con dirección hacia el sur puede incluir el arco volcánico Las Delicias del Misisípico tardío-Pérmico temprano que se extinguió justo antes de la colisión final continente-continente entre Laurencia y Gondwana en el Pérmico temprano (ca. 281 Ma). De este evento se tiene registro de algunas rocas ígneas de composición dacítica y granítica del arco Las Delicias que están expuestas localmente dentro del bloque Coahuila (López, 1997). Aunque la secuencia expuesta en Las Delicias es interpretada como de tras-arco, por la presencia de wild-flysch, tiene un alcance estratigráfico hasta el Pérmico tardío (McKee et al., 1988). También se han reconocido rocas meta-volcánicas de edad carbonífera en Yucatán cortadas por algunos pozos de exploración petrolera (Marton y Buffler, 1994). Estas rocas, evidentemente, representan la existencia de un arco magmático de edad carbonífera formado previo a la sutura Ouachita-Marathon-Sonora (e.g., Viele y Thomas, 1989; Marton y Buffler, 1994; López, 1997; Stewart et al., 1999).
Estudios más recientes documentan magmatismo del Pensilvánico temprano en los Altos Cuchumatanes en Guatemala (312 – 317 Ma, Solari et al., 2009) debido a la convergencia oblicua entre Laurencia y Gondwana causada por el desarrollo de una zona de subducción. En este sentido, en el Macizo de Chiapas se han interpretado protolitos de anatexitas del Pérmico temprano (~ 272 Ma, Weber et al., 2007).
En la reconstrucción geotectónica durante el Permo-triásico (Figura 18), las posiciones o paleogeografías de los diferentes bloques corticales que conforman México en la actualidad son inferidas, aunque la posición más probable para estos era que el Bloque Del Sur (DSB), conformado por los Complejos Acatlán (Ac) y Oaxaca (Oax), estaba junto a los Andes Colombianos (CA), mientras que el Bloque de Chortís (ChB) se encontraba localizado más hacia el sur. Por su parte, el sur del bloque Maya (MCh = Macizo de Chiapas) durante ese tiempo estaba localizado al noroeste del margen de Gondwana, encontrándose, hacia el este, junto al terreno Mérida (M) (Andes Paleozoicos), actualmente Venezuela
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 569
Figura 18. Reconstrucción geotectónica hipotética del Permo-triásico del oeste de Pangea. Se muestra la sutura orogénica Ouachita-Marathon-Sonora propuesta por Poole et al. (2005), la cual se infiere se extiende hacia Sonora. Las posiciones o paleogeografías de los diferentes bloques corticales que conforman México en la actualidad son inferidas (modificadas a partir de Dickinson y Lawton, 2001; Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 2002; entre otros). En este mapa también se muestra la posición inferida del arco cordillerano continental Pérmico-Jurásico? y la zona de subducción (según Dickinson y Lawton, 2001; Dickinson, 2006; Godínez-Urban et al., 2011). La localización de los segmentos de arco intraoceánicos acrecionados en EUA son según Dickinson (2006), en donde BM = Blue Mountains, KM = Klamath Mountains, SN = Sierra Nevada y PR = Peninsular Ranges. También se muestran las principales localidades de rocas volcánicas-plutónicas de edad permo-triásica que forman parte del inicio del arco magmático cordillerano instaurado en el borde oeste de Pangea (Torres et al., 1999). Los afloramientos permo-triásicos no están a escala. Los círculos negros, como se muestra en la leyenda, representan la ubicación de algunas localidades con los principales cuerpos ígneos de edad permo-triásica reportados hasta la fecha en publicaciones científicas. Las localidades de estas rocas ígneas permo-triásicas se encuentran discutidas en el texto. Las estrellas en color negro representan magmatismo de arco de edad carbonífera generado previo a la fase final de colisión entre Laurencia y Gondwana creando la sutura orogénica en el Pérmico temprano (ca. 281 Ma). En línea punteada delgada se presenta la configuración geográfica actual de Norteamérica. Abreviaturas = Ac: Complejo Acatlán, CA: Andes Colombianos, ChB: Bloque de Chortís, CB-D: Bloque Coahuila-Delicias, DSB: Bloque Del Sur (Ac+Oax), F: Florida, FB: Bloque El Fuerte, M: Terreno Mérida, MCh: Macizo de Chiapas, Oax: Complejo Oaxaca, Tam: Bloque Tampico, YB: Bloque Yucatán-Chiapas.
BM
KM
SN
YBF
Ac
CAM
Ch
M
?
PLACA MEZCALERA?
(oceánica)
OcéanoProto-
Pací�co
Permo-triásico
GONDWANA
(Sudamérica)
LAURENCIA(Norteamérica)
FB?
PR
Laurencia
Bloques corticales cona�nidad grenviliana
Bloques corticales cona�nidad Pan-Africana
Sutura Ouachita-Marathon-Sonora
Subducción permo-triásica inferida
Movimiento de placasdespués de la colisión
Gondwana
Dominio gondwánico
Segmentos de arcos intra-oceánicos acrecionados
Magmatismo de arco del Carbonífero
Magmatismo de arco del Permo-triásico (refe-rencias dentro del texto)
Arco Magmático Cordillerano (Pérmico-Jurásico?)
Cinturón OrogénicoOuachita-Marathon-Sonora
Cratón deformado
Cratón estable
Complejo de subducciónde la Mesa Central
Cratón Amazónico
?ChB
Oax
DSB
Tam
CB-D
(Alemán y Ramos, 2000 y sus referencias) mientras que al oeste colindaba con el Bloque Tampico. Los Bloques de Yucatán-Chiapas, Coahuila-Delicias y El Fuerte, de afinidad gondwánica, estaban localizados más hacia el norte cerca de la sutura Ouachita-Marathon-Sonora.
Durante la última etapa de la colisión, en el Pérmico temprano, la parte oeste de Pangea experimentó una
convergencia con orientación aproximadamente este-oeste generando una nueva zona de subducción con orientación general NW-SE hacia el este consumiendo una placa oceánica (¿Mezcalera?) y permitiendo el establecimiento del arco magmático continental del Este de México (Figura 18). Todas las unidades de basamento precámbrico y paleozoico de México y Centroamérica antes mencionadas estuvieron
Arvizu e Iriondo570570
involucradas dentro de este complejo de subducción (Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 2002). Se propone que el arco del Este de México se instauró inicialmente a lo largo del Bloque Tampico marcando un arreglo linear norte-sur (Torres et al., 1999), extendiéndose hacia el sur dentro del Bloque del Sur (Sedlock et al., 1993). Dickinson y Lawton (2001) especularon que el magmatismo pre-jurásico del Bloque de Chortís (Donnelly et al., 1990) podría incluir rocas plutónicas que representarían una extensión hacia el sur del arco permo-triásico del Este de México. Estudios recientes han corroborado esa hipótesis (e.g., Cochrane et al., 2014; Spikings et al., 2015). Posteriormente, el magmatismo cruzó el Macizo de Chiapas, parte del Bloque Yucatán-Chiapas, continuando hacia el norte como un cinturón arqueado de plutones aislados emplazados dentro del Bloque Coahuila-Delicias (Salvador, 1991; Sedlock et al., 1993; López, 1997) y en menor proporción, dentro de corteza Laurenciana, al norte de la sutura Ouachita-Marathon-Sonora, en el estado de Chihuahua (Torres et al., 1999) (Figura 18).
Por su parte, el complejo de subducción de la Mesa Central es un ensamble de depósitos volcanoclásticos, algunos metamorfoseados. Algunos autores le han asignado una edad del Pérmico Inferior (Gursky y Michalzik, 1989; Stewart et al., 1999), pero también se considera una edad triásica basada en zircones detríticos (Barboza-Gudiño et al., 2010). Rocas de este complejo están expuestas al oeste del cinturón plutónico (Figura 18), localizado en “Oaxaquia” (término utilizado para nombrar al ensamble cortical, de afinidad gondwánica, de los Bloques Tampico [Tam] y Bloque Del Sur; Keppie y Ortega-Gutiérrez, 1995; Ortega-Gutiérrez et al., 1995). Otras secuencias, como la Formación Guacamaya de la Sierra Madre Oriental, han sido interpretadas por Dickinson y Lawton (2001) como depósitos de una cuenca antearco asociada con el arco del Este de México. El esquisto Granjeno que incluye rocas serpentinizadas y localmente expuesto en el anticlinorio Huizachal, cerca del borde oeste del Bloque Tampico, podría representar una exposición local del complejo de subducción relacionado con el arco del este de México (Sedlock et al., 1993), ya que ha proporcionado edades del Pérmico tardío (Carrillo-Bravo, 1961).
En conclusión, la ocurrencia de rocas graníticas permo-triásicas en el NW de Sonora nos permite enlazar este evento magmático a nivel cordillerano desde el SW de los Estados Unidos (Nevada-California-Arizona), a través de Sonora, hasta Chihuahua, Coahuila, Puebla, Oaxaca y Chiapas en el norte, centro y sur de México (Torres et al., 1999; Centeno-García y Keppie, 1999; Dickinson y Lawton, 2001; Solari et al., 2001; Weber et al., 2007). Se propone una conexión entre el arco magmático permo-triásico del SW de EUA (e.g., Damon et al., 1981; Barth et al., 1997; Barth y Wooden, 2006) y NW de Sonora (Arvizu et al., 2009a) con el arco triásico del Este de México (Torres et al., 1999) y el arco permo-triásico del sur de México (Torres et al., 1999; Solari et al., 2001; Dickinson y Lawton
2001; Weber et al., 2005, 2007; Kirsch et al., 2012; Ortega-Obregón et al., 2013) enlazando este evento magmático a nivel cordillerano hasta el noroeste de Sudamérica (e.g., Vinasco et al., 2006; Cardona et al., 2010; Spikings et al., 2015). Al igual que otros autores, esto nos lleva a la conclusión de que este cinturón magmático es el resultado de la subducción permo-triásica a lo largo de un margen continental activo establecido después del ensamble final o sutura de Pangea durante la orogenia Ouachita-Marathon-Sonora en el Carbonífero tardío-Pérmico temprano (e.g., Ross, 1986; Torres et al., 1999; Dickinson y Lawton, 2001; Poole et al., 2005) formada por el cierre diacrónico de una cuenca oceánica (i.e., océano Rhéico) entre Laurencia y Gondwana, permitiendo su posterior colisión (Graham et al., 1975; Ross, 1979; Viele y Thomas, 1989; Hatcher, 2002).
Iriondo y Arvizu (2009) plantearon como hipótesis que el magmatismo pérmico comenzó inicialmente en la parte sur de México, donde existían las rocas ígneas más antiguas, y avanzó hacia el norte pasando a través del NW de Sonora y siguiendo el camino a California y Nevada en el SW de EUA, en donde el magmatismo, aparentemente, era más joven. Sin embargo, cabe señalar que nuevas ocurrencias de rocas graníticas en el NW de Sonora (Arvizu et al., 2009a; este estudio y sus referencias) han resultado ser tan antiguas como las del sur de México (~ 284 – 250 Ma) y tan jóvenes como las del arco del SW de EUA (~ 250 – 221 Ma) descartándose esa idea inicial de la migración del magmatismo. De cualquier manera, este arco magmático continental permo-triásico representa un gran evento a nivel cordillerano en el SW de Norteamérica que difiere en tiempo y que es básicamente oblicuo al arco Las Delicias más viejo encontrado en el NE de México (e.g., Iriondo y Arvizu, 2009).
La hipótesis de la migración del magmatismo permo-triásico del sur y centro de México (instaurado dentro de corteza gondwánica) hacia el norte de México y suroeste de Estados Unidos (establecido dentro de corteza laurenciana) claramente ha sido descartada por la existencia de actividad magmática relacionada a subducción, tanto de edad pérmica como de edad triásica en ambas regiones. Incluso a lo largo de todo el margen oeste de Gondwana desde Norteamérica hasta Perú (e.g., Ratschbacher et al., 2009; Cochrane et al., 2014; Spikings et al., 2015).
El modelo más factible para explicar tal coexistencia de edades, tanto en el noroeste de Sonora-suroeste de Estados Unidos (Laurencia) como en el centro-sur de México (Gondwana), lo explica claramente la existencia de un arco continental activo desde el Pérmico temprano al Triásico tardío. El cual podría haber experimentado variaciones periódicas, a lo largo de ca. 60 Ma (284 – 221 Ma), en el ángulo de subducción (e.g., tectonic switching: Collins, 2002), sugiriendo que la variación entre una subducción plana, superficial o poco profunda (flat-slab subduction) y una abrupta (steep-slab subduction) fue espacialmente diacrónica a lo largo del margen cordillerano de Norteamérica. Además, otro factor
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 571
importante que pudo haber influido fue la geometría de la placa subducida (Mezcalera?), la cual también pudo haber variado espacialmente a lo largo del margen continental cordillerano. Todos estos factores han sido documentados en la mayoría de las tectónicas acrecionales y sistema de arcos magmáticos modernos tales como Los Andes (e.g., Gutscher et al., 2000; Ramos y Folguera, 2008).
5. Conclusiones
El descubrimiento del magmatismo permo-triásico en el NW de Sonora, no reconocido anteriormente en la región, se encuentra representado por la ocurrencia de un conjunto de granitoides con edades de cristalización U-Pb en zircón en un rango de 284 – 221 Ma. Este rango indica un intervalo de actividad magmática de aproximadamente 60 Ma, sugiriendo el inicio del arco continental cordillerano en el margen SW de Laurencia en el Pérmico temprano hasta el Triásico tardío.
La mayoría de los análisis de zircón de los granitoides permo-triásicos muestran concentraciones altas de U, sugiriendo que han experimentado pérdida de Pb asociada a los eventos magmáticos posteriores a su emplazamiento presentes en la región de estudio. En el caso de los zircones más viejos, estos representan zircones heredados con edades proterozoicas comunes para el basamento meta-ígneo existente en la región de ~ 1.7 – 1.6 Ga, ~ 1.4 y ~ 1.1 Ga. Claramente estas herencias fueron derivadas de la fusión parcial y/o asimilación de las rocas encajonantes de basamento paleoproterozoico presente localmente en Sierra Los Tanques, lo cual se confirma con las edades proterozoicas obtenidas en estudios recientes de rocas de basamento para la zona de estudio.
Las relaciones bajas de Th/U de los zircones podrían interpretarse como relaciones típicas para zircones metamórficos, pero la morfología prismática típica, además de las texturas internas observadas en las imágenes de catodoluminiscencia indican que la mayoría de los zircones son de origen ígneo con zonaciones oscilatorias típicas de crecimiento magmático.
La ocurrencia del pulso magmático permo-triásico se asocia regionalmente a una zona de debilidad cortical relacionada al basamento paleoproterozoico del Yavapai mexicano en el NW de Sonora. Por lo tanto, su entendimiento es importante para contribuir en el conocimiento de la evolución tectónica del SW de Norteamérica, ya que representa una fuente regional de zircones detríticos (207 – 292 Ma) no reconocida anteriormente para cuencas sedimentarias mesozoicas y cenozoicas en Sonora y sur de Arizona. Su existencia también permite enlazar este evento magmático a nivel cordillerano desde el SW de los Estados Unidos pasando por Sonora en el norte, a través del centro y sur de México, hasta el norte de Sudamérica.
Este cinturón magmático es el resultado de la subducción permo-triásica hacia el este y su existencia representa
el inicio del magmatismo cordillerano en el SW de Laurencia establecido a lo largo del borde oeste de Pangea inmediatamente después de culminar su ensamble final. El modelo más factible para explicar la coexistencia de rocas con edades permo-triásicas, tanto en Laurencia como en Gondwana, lo explica claramente la existencia de un arco continental activo inicialmente en el Pérmico temprano hasta el Triásico tardío, experimentando variaciones periódicas en el ángulo de subducción, a lo largo de ca. 60 Ma (284 – 221 Ma).
Agradecimientos
Harim Arvizu agradece a las instituciones que otorgaron los proyectos de investigación PAPIIT/UNAM (clave IN-116709) y CONACYT (claves CB-82518 y CB-129370), a Alexander Iriondo, por el financiamiento proporcionado para realizar trabajo de campo y estudios de laboratorio. Al CONACYT por la beca otorgada durante la maestría. Agradecimiento especial al compañero y colega Aldo Izaguirre Pompa por el apoyo brindado en las campañas geológicas realizadas en Sierra Los Tanques, NW de Sonora. Se agradece a Luis M. Martínez Torres (Koldo) por el valioso apoyo en campo y valiosa aportación en la cartografía geológica de Sierra Los Tanques. A Luigi Solari, profesor-investigador, y a Carlos Ortega Obregón, técnico del LEI (Laboratorio de Estudios Isotópicos), ambos del CGEO, por la valiosa ayuda y apoyo durante los fechamientos U-Pb en zircones, en lo que respecta a la adquisición de los datos y reducción de los mismos. Se agradece a Luigi Solari por el apoyo ofrecido para obtener imágenes de luz reflejada y transmitida de los zircones. Agradecimiento enorme a Dan Miggins y Heather Lowers del U.S. Geological Survey de Denver por la asistencia en la obtención de imágenes de SEM-Catodoluminiscencia para realizar los estudios de geocronología U-Pb en zircones. Finalmente, Arvizu agradece y aprecia los comentarios, sugerencias y críticas constructivas realizadas por los revisores Bodo Weber y Peter Schaaf, las cuales mejoraron el manuscrito y, de igual manera, a los editores del BSGM por el apoyo logístico brindado para publicar este artículo.
Referencias
Ahrens, L.H., Cherry, R.D., Erlank, A.J., 1967, Observations on the Th-U relationship in zircons from granite rocks and from kimberlites: Geochimica et Cosmochimca Acta, 31, 2379-2387.
Alemán, A., Ramos, V.A., 2000, Northern Andes, in 31st International Geological Congress: Rio de Janeiro, Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomas-Filho, A., Campos, D.A. (eds.), Tectonic evolution of South America, st International Geological Congress, 453-480.
Anderson, J.L., Cullers, R.L., 1999, Paleo-and Mesoproterozoic granite plutonism of Colorado and Wyoming: Rocky Mountain Geology Fall, 34(2), 149-164.
Anderson, T.H., Silver, L.T., 1979, The role of the Mojave-Sonora megashear in the tectonic evolution of northern Sonora, in Anderson,
Arvizu e Iriondo572572
T.H., Roldán-Quintana, J. (eds.), Geology of northern Sonora: Geological Society of America Field Trip Guidebook, 7, 59-68.
Anderson, T.H., Silver, L.T., 2005, The Mojave-Sonora megashear –Field and analytical studies leading to the conception and evolution of the hypothesis, in Anderson, T.H., Nourse, J.A., McKee, J.W., Steiner, M.B. (eds.), The Mojave-Sonora megashear hypothesis: Development, assessment, and alternatives: Geological Society of America Special Paper 393, 1-50.
Arvizu-Gutiérrez, H.E., 2012, Magmatismo permo-triásico en el NW de Sonora, México: Inicio de la subducción y maduración de un margen continental activo: Querétaro, México, Universidad Nacional Autónoma de México, Centro de Geociencias, Campus Juriquilla, Tesis de Maestría, 250 p.
Arvizu, H., Iriondo, A., 2011, Estudios isotópicos de Hf en zircones de granitoides pérmicos en el NW de México: Posible evidencia de mezcla de magmas generados a partir de la fusión de múltiples fuentes corticales: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 28(3), 493-518.
Arvizu, H., Iriondo, A., Izaguirre, A., Chávez-Cabello, G., Kamenov, G.D., Solís-Pichardo, G., Foster, D.A., Lozano-Santa Cruz, R., 2009a, Rocas graníticas pérmicas en la Sierra Pinta en el NW de Sonora, México: Magmatismo de subducción asociado al inicio del margen continental activo del SW de Norte América: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 26(3), 709-728.
Arvizu, H., Iriondo, A., Izaguirre, A., Chávez-Cabello, G., Kamenov, G.D., Foster, D.A., Lozano-Santa Cruz, R., Solís-Pichardo, G., 2009b, Gneises bandeados paleoproterozoicos (~ 1.76 − 1.73 Ga) de la Zona Canteras-Puerto Peñasco: Una nueva ocurrencia de rocas de basamento tipo Yavapai en el NW de Sonora, México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 61(3), 375-402.
Barboza-Gudiño, J.R., Zavala-Monsiváis, A., Venegas-Rodríguez, G., Barajas-Nigoche, L.D., 2010, Late Triassic stratigraphy and facies from northeastern Mexico—Tectonic setting and provenance: Geosphere, 6(5), 621-640.
Barth, A.P., Wooden, J.L., 2006, Timing of magmatism following initial convergence at a passive margin, southwestern U.S. Cordillera, and ages of lower crustal magma sources: The Journal of Geology, 114, 231-245.
Barth, A.P., Tosdal, R.M., Wooden, J.L., 1990, A petrologic comparison of Triassic plutonism in the San Gabriel and Mule Mountains, southern California: Journal of Geophysical Research, 95, 20075-20096.
Barth, A.P., Tosdal, R.M., Wooden, J.L., Howard, K.A., 1997, Triassic plutonism in Southern California; southward younging of arc initiation along a truncated continental margin: Tectonics, 6, 290-304.
Bateman, P.C., 1992, Plutonism in the central part of the Sierra Nevada batholith, California: U.S.A, U.S. Geological Survey Professional Paper 1483, 186 p.
Belousova, E.A., Griffin, W.L., O’Reilly, S.Y., Fisher, N.I., 2002, Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type: Contributions to Mineralogy and Petrology, 143, 602-622.
Bibikova, E.V., 1984, The most ancient rocks in the USSR territory by U-Pb data accessory zircons, in Kröner, A., Hanson, G.N., Goodwin, A.M. (eds.), Archean Geochemistry, Heidelberg: Springer Verlag, 235-250.
Burchfiel, B.C., Davis, G.A., 1972, Structural framework and evolution of the southern part of the Cordilleran orogen, western United States: American Journal of Science, 272, 97-118.
Burchfiel, B.C., Davis, G.A., 1975, Nature and controls of Cordilleran orogenesis, western United States: Extensions of and earlier synthesis: American Journal of Science, 275A, 363-396.
Burchfiel, B.C., Davis, G.A., 1981, Mojave Desert and environs, in Ernst, W.G. (ed.), The geotectonic development of California: Englewood Cliffs, NJ, Prentice-Hall, 217-252.
Burchfiel, B.C., Cowan, D.S., Davis, G.A., 1992, Tectonic overview of the Cordilleran orogen in the western United States, in Burchfiel, B.C., Lipman, P.W., Zoback, M.L. (eds.), The Cordilleran orogen: conterminous U.S. (Geology of North America): Boulder, Colorado, Geological Society of America, G-3, 407-479.
Busby-Spera, C.J., Mattinson, J.M., Riggs, N.R., Schermer, E.R., 1990, The Triassic-Jurassic magmatic arc in the Mojave-Sonoran Deserts and the Sierran-Klamath region: Similarities and differences in paleogeographic evolution, in Harwood, D.S., Miller, M.M. (eds.), Paleozoic and early Mesozoic paleogeographic relations: Sierra Nevada, Klamath Mountains, and related terranes: Geological Society of America Special Paper 225, 325-337.
Campbell, P.A., Anderson, T.H., 2003, Structure and kinematics along a segment of the Mojave-Sonora megashear: A strike-slip fault that truncates the Jurassic continental magmatic arc of southwestern North America: Tectonics, 22(6), 1-21.
Cardona, A., Valencia, V., Garzón, A., Montes, C., Ojeda, G., Ruiz, J., Weber, M., 2010, Permian to Triassic I to S-type magmatic switch in the northeast Sierra Nevada de Santa Marta and adjacent regions, Colombian Caribbean: tectonic setting and implications within Pangea paleogeography: Journal of South American Earth Sciences, 29, 772-783.
Carrillo-Bravo, J., 1961, Geología del anticlinorio de Huizachal-Peregrina al NW de Ciudad Victoria, Tamaulipas: Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, 8, 1-98.
Carson, C.J., Ague, J.J., Grove, M., Coath, C.D., Harrison, T.M., 2002, U-Pb isotopic behaviour of zircon during upper-amphibolite facies fluid infiltration in the Napier Complex, east Antarctica: Earth and Planetary Science Letters, 199, 287-310.
Case, J.E., Shagan, R., Giegengack, R.F., 1990, Geology of the northern Andes: An overview in The Caribbean region: Boulder Colorado, Geological Society of America, The Geology of North America, H, 177-200.
Centeno-García, E., Keppie, J.D., 1999, Latest Paleozoic–Early Mesozoic structures in the central Oaxaca terrane of southern Mexico: Deformation near a triple junction: Tectonopysics, 301, 231-242.
Claesson, S., Vetrin, V., Bayanova, T., Downes, H., 2000, U-Pb zircon age from a Devonian carbonatite dyke, Kola peninsula, Russia; a record of geological evolution from the Archean to the Paleozoic: Lithos, 51, 95-108.
Cochrane, R., Spikings, R., Gerdes, A., Ulianov, A., Mora, A., Villagómez, D., Putlitz, B., Chiaradia, M., 2014, Permo-Triassic anatexis, continental rifting and the disassembly of western Pangaea: Lithos, 190-191, 383-402.
Collins, W.J., 2002, Hot orogens, tectonic switching, and creation of continental crust: Geology, 30(6), 535-538.
Compston, D.M., 1995, Time constraints on the evolution of the Tennant Creek Block, northern Australia: Precambrian Research, 71, 107-129.
Damon, P.E., Shafiqullah, M., Clark, K.F., 1981, Age trends of igneous activity in relation to metallogenesis in the Southern Cordillera, in Dickinson, W.R., Payne, W.D. (eds.), Relations of Tectonics to Ore Deposits in Southern Cordillera: Arizona Geological Society Digest, 14, 137-154.
Damon, P.E., Clark, K.F., Shafiqullah, M., 1983, Geochronology of the porphyry copper deposits and related mineralization of Mexico: Canadian Journal of Earth Sciences, 20(6), 1052-1071.
Da Silva, L.C., Gresse, P.G., Scheepers, R., McNaughton, N.J., Hartmann, L.A., Fletcher, I., 2000, U-Pb SHRIMP and Sm-Nd age constraints on the timing and sources of the Pan-African Cape Granite Suite, South Africa: Journal of African Earth Sciences, 30, 795-815.
Dickinson, W.R., 1981, Plate tectonics and the continental margin of California, in Ernst, W.G. (ed.), The geotectonic development of California: Englewood Cliffs, NJ, Prentice-Hall, 1-28.
Dickinson, W.R., 2006, Geotectonic evolution of the Great Basin: Geosphere, 2(7), 353-368.
Dickinson, W.R., Lawton, T.F., 2001, Carboniferous to Cretaceous assembly and fragmentation of Mexico: Geological Society of America Bulletin, 113, 1,142-1,160.
Donnelly, T.W., Horne, G.S., Finch, R.C., López-Ramos, E., 1990, Northern Central America: The Chortis and Maya blocks, in Dengo, G., Case, J.E. (eds.), The Caribbean region: Boulder, Colorado, Geological Society of America, Geology of North America, H, 37-76.
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 573
Dunne, G.C., Saleeby, J.B., 1993, Kern plateau shear zone, southern Sierra Nevada–New data concerning age and northward continuation: Geological Society of America Abstracts with Programs, 25(5), 33.
Eichhorn, R., Loth, G., Holl, R., Finger, F., Schermaier, A., Kennedy, A., 2000, Multistage Variscan magmatism in the central Yauern Window (Austria) unveiled by U/Pb SHRIMP zircon data: Contributions to Mineralogy and Petrology, 139, 418-435.
Elburg, M.A., 1996, U-Pb ages and morphologies of zircon in microgranitoid enclaves and peraluminous host granite: Evidence for magma mingling: Contributions to Mineralogy and Petrology, 123, 177-189.
Elías-Herrera, M., Ortega-Gutiérrez, F., 2002, Caltepec fault zone: An early Permian dextral transpressional boundary between the Proterozoic Oaxacan and Paleozoic Acatlan complexes, southern Mexico, and regional tectonic implications: Tectonics, 21, 1-19.
Godínez-Urban, A., Lawton, T.F., Molina-Garza, R.S., Iriondo, A., Weber, B., López-Martínez, M., 2011, Jurassic volcanic and sedimentary rocks of the La Silla and Todos Santos Formations, Chiapas: Record of Nazas arc magmatism and rift-basin formation prior to opening of the Gulf of Mexico: Geosphere, 7, 121-144.
González, H., 2001, Mapa Geológico del departamento de Antioquia, Escala 1:400000: Medellín, Memoria explicative, Ingeominas.
Goodge, J.W., Vervoort, J.D., 2006, Origin of Mesoproterozoic A-type granites in Laurentia: Hf isotope evidence: Earth and Planetary Science Letters, 243, 711-731.
Graham, S.A., Dickinson, W.R., Ingersoll, R.V., 1975, Himalayan-Bengal model for flysch dispersal in the Appalachian-Ouachita system: Geological Society of America Bulletin, 86, 273-286.
Gursky, H.J., Michalzik, D., 1989, Lower Permian turbidites in the northern Sierra Madre Oriental, Mexico: Zentralblatt für Geologie und Palaöntologie (Teil 1), 1989, 821-838.
Gutiérrez-Coronado, A., Iriondo, A., Rodríguez-Castañeda, J.L., Wooden, J.L., Budahn, J.R., Lozano-Santa Cruz, R., Hernández-Treviño, T., 2008, Paleoproterozoic gneises of the San Luisito Hills in NW Sonora: Extending the Mexican Yavapai province of SW Laurentia: Geological Society of America Abstracts with Programs, 40, 144.
Gutmann, J.T., 1976, Geology of Crater Elegante, Sonora, Mexico: Geological Society of America Bulletin, 87, 1718-1729.
Gutmann, J.T., 1977, Textures and genesis of phenocryst and megacryst in basaltic lavas from the Pinacate volcanic field: American Journal of Science, 277, 833-861.
Gutmann, J.T., 1979, Structure and eruptive cycle of cinder cones in the Pinacate volcanic field and the control of strombolian activity: Journal of Geology, 87, 448-454.
Gutmann, J.T., 1986, Origin of four and five phase ultramafic xenoliths from Sonora, Mexico: American Mineralogy, 71, 1076-1084.
Gutmann, J.T., 2002, Strombolian and effusive activity as precursors to phreatomagmatism: eruptive sequence at maars of the Pinacate volcanic field, Sonora, Mexico: Journal of Volcanology and Geothermal Research, 113, 345-356.
Gutmann, J.T., Turrin B.D., Dohrenwend J.C., 2000, Basaltic rocks from the Pinacate volcanic field yield notably young 40Ar/39Ar ages: EOS, Transactions American Geophysical Union, 81, 33-37.
Gutscher, M., Spakman, W., Bijwaard, H., Engdahl, E., 2000, Geodynamics of flat subduction: Seismicity and tomographic constraints from the Andean margin: Tectonics, 19, (5), 814-833.
Harley, S.L., Kinny, P.D., Snape, I., Black, L.P., 2001, Zircon chemistry and the definition of events in Archaean granulite terrains, in Cassidy, K.F., Dunphy, J.M., van Kranendonk, M.J. (eds.), Extended Abstracts of 4th International Archaean Symposium: AGSO-Geoscience Australia Record 2001/37, Canberra, 511-513.
Harley, S.L., Kelly, N.M., Möller, A., 2007, Zircon Behaviour and the Thermal Histories of Mountain Chains: Elements, 3, 25-30.
Hatcher, R.D., 2002, Alleghanian (Appalachian) orogeny, a product of zipper tectonics: Rotational transpressive continent-continent collision and closing of ancient oceans along irregular margins, in Martínez-Catalán, J.R., Hatcher, R.D., Arenas, R., Díaz-García, F. (eds.), Variscan-Appalachian dynamics: The building of the Late Paleozoic basement: Geological Society of America Special Paper 364, 199-208.
Haxel, G.B., Tosdal, R.M., May, D.J., Wright, J.E., 1984, Latest Cretaceous and early Tertiary orogenesis in south-central Arizona: Thrust faulting, regional metamorphism, and granitic plutonism: Geological Society of America Bulletin, 95, 631-653.
Hidaka, H., Shimizu, H., Adachi, M., 2002, U-Pb geochronology and REE geochemistry of zircons from Paleoproterozoic paragneiss clasts in the Mesozoic Kamiaso conglomerate, central Japan, Evidence for an Archean provenance: Chemical Geology, 187, 279-293.
Hoskin, P.W.O., Black, L.P., 2000, Metamorphic zircon formation by solid state recrystallization of protolith igneous zircon: Journal of Metamorphic Geology, 18, 423-439.
Hoskin, P.W.O., Ireland, T.R., 2000, Rare earth element chemistry of zircon and its use as a provenance indicator: Geology, 28, 627-630.
Hoskin, P.W.O., Schaltegger, U., 2003, The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis, in Hanchar, J.M., Hoskin, P.W.O. (eds.), Zircon: Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53, 27-62.
Iriondo, A., 2001, Proterozoic basements and their Laramide juxtaposition in NW Sonora, Mexico: Tectonic constraints on the SW margin of Laurentia: Boulder, Colorado, University of Colorado, Ph.D. Thesis, 222 p.
Iriondo, A., 2005, The Caborca oroclinal bend: A testable hypothesis to explain the NW-SE geological trend of Paleoproterozoic provinces in the Mexican SW Laurentia: GEOS, Unión Geofísica Mexicana, A.C., Resúmenes y Programa, 25(1), 85.
Iriondo, A., 2007, Precambrian geology in NW Mexico: New ideas for the distribution of Paleoproterozoic crustal provinces in SW Laurentia in Symposium Ores & Orogenesis: Circum-Pacific Tectonics, Geologic Evolution and Ore Deposits: Tucson, Arizona (Abstract 256).
Iriondo, A., Arvizu, H., 2009, Permian (~ 275 – 258 Ma) granitic magmatism in NW Sonora, Mexico: The missing link to a large continental arc event in SW North America, in Geological Society of America, South-Central Section, in 43rd Annual Meeting: Dallas, Texas, USA, Geological Society of America, Abstracts with Programs, 41(2), 35.
Iriondo, A., Premo, W.R., 2010, Las rocas cristalinas proterozoicas de Sonora y su importancia para la reconstrucción del margen continental SW de Laurencia—la pieza mexicana del rompecabezas de Rodinia, in Calmus, T. (ed.), Panorama sobre la geología de Sonora, México: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Boletín 118(2), 25-55.
Iriondo, A., Premo, W.R., Martínez-Torres, L.M., Budahn, J.R., Atkinson, W.W., Jr., Siems, D.F., Guarás-González, B., 2004, Isotopic, geochemical and temporal characterization of Proterozoic basement rocks in the Quitovac region, northwestern Sonora, Mexico: Implications for the reconstruction of the southwestern margin of Laurentia: Geological Society of America Bulletin, 116, 154-170.
Iriondo, A., Martínez-Torres, L.M., Kunk, M.J., Atkinson, W.W., Jr., Premo, W.R., McIntosh, W.C., 2005, Northward Laramide thrusting in the Quitovac region, northwestern Sonora, Mexico: Implications for the juxtaposition of Paleoproterozoic basement blocks and the Mojave-Sonora megashear hypothesis, in Anderson, T.H., Nourse, J.A., McKee, J.W., Steiner, M.B. (eds.), The Mojave-Sonora megashear hypothesis: Development, assessment, and alternatives: Geological Society of America Special Paper 393, 631-669.
Iriondo, A., Kamenov, G.D., Foster, D.A., 2008, The Sierra Los Tanques ~ 1.1 Ga Granite in NW Sonora: Another example of Mesoproterozoic plutonism along the Mexican Yavapai province, in 2008 Joint Meeting, Geological Society of America, eeting, Abstract with Programs, 145, 144.
Izaguirre-Pompa, A., 2006, Estudio petrológico y geocronológico del volcanismo orogénico intermedio-ácido de edad oligo-mioceno del norte de Caborca, Sonora, México: Hermosillo, Sonora, Universidad de Sonora, Departamento de Geología, Tesis de Licenciatura, 94 p.
Izaguirre-Pompa, A., 2009, El basamento paleoproterozoico (~ 1.71 – 1.68 Ga) Yavapai en el área Mina La Herradura en el NW de Sonora: Sus implicaciones para el desarrollo del arco magmático continental Mesozoico-Cenozoico del NW de México: Juriquilla, Querétaro, Universidad Nacional Autónoma de México, Centro de Geociencias,
Arvizu e Iriondo574574
Tesis de Maestría, 202 p. Izaguirre, A., Iriondo, A., Wooden, J.L., Budahn, J.R., Schaaf, P., 2008,
Paleoproterozoic orthogneisses from the Cerro Prieto area—a new addition to the Mexican Yavapai province in NW Sonora, in Joint Annual Meeting, Geological Society of America Abstracts with Programs, 40(6), 143-144.
Karlstrom, K.E., Bowring, S.A., 1988, Early Proterozoic assembly of tectonostratigraphic terranes in southwestern North America: Journal of Geology, 96, 561-576.
Karlstrom, K.E., Bowring, S.A., 1993, Proterozoic orogenic history of Arizona, in Van Schmus, W.R. (another 24 eds.), Transcontinental Proterozoic provinces, in Reed, J.C., Jr., Bickford, M.E., Houston, R.S., Link, P.K., Rankin, D.W., Sims, P.K., Van Schmus, W.R. (eds.), Precambrian: Conterminous U.S: Geological Society of America, The Geology of North America C-2, 188-211.
Karlstrom, K.E., Bowring, S.A., Conway, C.M., 1987, Tectonic significance of an Early Proterozoic two-province boundary in central Arizona: Geological Society of American Bulletin, 9, 529-538.
Kelly, N.M., Harley, S.L., 2005, An integrated microtextural and chemical approach to zircon geochronology: refining the Archaean history of the Napier Complex, east Antarctica: Contributions to Mineralogy and Petrology, 149, 57-84.
Keppie, J.D., Ortega-Gutiérrez, F., 1995, Provenance of Mexican terranes: Isotopic constraints: International Geology Reviews, 37, 813-824.
Kirsch, M., Keppie, J.D., Murphy, J.B., Solari, L., 2012, Permian–Carboniferous arc magmatism basin evolution along the western margin of Pangea: geochemical and geochronological evidence from the eastern Acatlan Complex, southern Mexico: Geological Society of America Bulletin, 124, 1607-1628.
Kistler, R.W., Peterman, Z.E., 1973, Variations in Sr, Rb, K, Na, and initial 87Sr/86Sr in Mesozoic granitic rocks and intruded wall rocks in central California: Geological Society of America Bulletin, 84, 3489-3512.
Klötzli, U.S., 1999, Th/U zonation in zircon derived from evaporation analysis: A model and its implications: Chemical Geology, 158, 325-333.
Kröner, A., O’Brien, P.J., Nemchin, A.A., Pidgeon, R.T., 2000, Zircon ages for high pressure granulites from South Bohemia, Czech Republic, and their connection to Carboniferous high temperature processes: Contributions to Mineralogy and Petrology, 138, 127-142.
Li, X., Li, Z.X., Zhou, H., Liu, Y., Kinny, P.D., 2002, U-Pb zircon geochronology, geochemistry and Nd isotopic study of Neoproterozoic bimodal volcanic rocks in the Kangdian Rift of South China; implications for the initial rifting of Rodinia: Precambrian Research, 113, 135-154.
Li, Z.X., Li, X., Kinny, P.D., Wang, J., Zhang, S., Zhou, H., 2003, Geochronology of Neoproterozoic syn-rift magmatism in the Yangtze Craton, South China and correlations with other continents: Evidence for a mantle superplume that broke up Rodinia: Precambrian Research, 122, 85-109.
Li, Z.X., Bogdanova, S.V., Collins, A.S., Davison, A., De Waele, B., Ernst, R.E., Fitzsimons, I.C.W., Fuck, R.A., Gladkochub, D.P., Jacobs, J., Karlstrom, K.E., Lu, S., Natapov, L.M., Pease, V., Pisarevsky, S.A., Thrane, K., Vernikovsky, V., 2008, Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: A synthesis: Precambrian Research, 160, 179-210.
Liu, Q., Wu, Z., Hu, D., Ye, P., Jiang, W., Wang, Y., Zhang, H., 2004, SHRIMP U-Pb zircon dating on Nyainqentanglha granite in central Lhasa block: Chinese Science Bulletin, 49, 76-82.
López, R., 1997, High-Mg andesites from the Gila Bend Mountains: Evidence for hydrous melting of the lithosphere during Miocene extension, and the pre-Jurassic geotectonic evolution of the Coahuila terrane, northeastern Mexico: Grenville basement, a late Paleozoic arc, Triassic plutonism, and the events south of the Ouachita suture: Santa Cruz, California, University of California, Ph.D. thesis, 147 p.
Lund, K., Aleinikoff, J.N., Kunk, M.J., Unruth, D.M., Zeihen, G.D., Hodges, W.C., du Bray, E.A., O’Neill, J.M., 2002, SHRIMP U-Pb and 40Ar/39Ar age constraints for relating plutonism and mineralization in the Boulder Batolith region, Montana: Economic Geology, 97, 241-267.
Lyakhovich, V.V., 1973, Rare elements in the accessory minerals of the granitoids: Nedra, Moscow, 309 p.
Lynch, D.J., 1981, Genesis and geochronology of alkaline volcanism in the Pinacate volcanic field, northwestern Sonora, México: Tucson, University of Arizona, Ph.D. Thesis, 250 p.
Lynch, D.J., Musselman, T.E., Gutmann, J.T., Patchett, P.J., 1993, Isotopic evidence for the origin of Cenozoic volcanic rocks in the Pinacate volcanic field, northwestern Mexico: Lithos, 29, 295-302.
Maas, R., Kinny, P.D., Williams, I.S., Froude, D.O., Compston, W., 1992, The Earth’s oldest known crust: A geochronological and geochemical study of 3900 – 4200 Ma old detrital zircons from Mt. Narryer and Jack Hills, Western Australia: Geochimica et Cosmochimica Acta, 56, 1281-1300.
Marton, G., Buffler, R.T., 1994, Jurassic reconstruction of the Gulf of Mexico basin: International Geology Review, 36, 545-586.
McKee, W.J., Jones, W.N., Anderson, H.T., 1988, Las Delicias Basin, a record of Late Paleozoic arc volcanism in northeastern Mexico: Geology, 16, 37-40.
Miller, C.F., Wooden, J.L., Gerber, M.E., 1992, Plutonism at a tectonically evolving continent margin, Mesozoic granitoids of the eastern Mojave Desert, California, USA (Abstracts), in 29th International Geological Congress: 29, 519.
Miller, J.S., Glazner, A.F., Walker, J.D., Martin, M.W., 1995, Geochronologic and isotopic evidence for Triassic-Jurassic emplacement of the eugeoclinal allochton in the Mojave Desert region, California: Geological Society of America Bulletin, 107, 1441-1457.
Möller, A., O’Brien, P.J., Kennedy, A., Kröner, A., 2003, Linking growth episodes of zircon and metamorphic textures to zircon chemistry: an example from the ultra high temperature granulites of Rogaland (SW Norway), in Vance, D., Müller, W., Villa, I.M. (eds.), Geochronology: Linking the Isotopic Record with Petrology and Textures: Geological Society of London Special Publication 220, 65-81.
Muir, R.J., Ireland, T.R., Weaver, S.D., Bradshaw, J.D., 1996, Ion microprobe dating of Paleozoic granitoids: Devonian magmatism in New Zealand and correlations with Australia and Antartica: Chemical Geology, 127, 191-210.
Nourse, J.A., Premo, W.R., Iriondo, A., Stahl, E.R., 2005, Contrasting Proterozoic basement complexes near the truncated margin of Laurentia, northwestern Sonora-Arizona international border region, in Anderson, T.H., Nourse, J.A., McKee, J.W., Steiner, M.B. (eds.), The Mojave-Sonora megashear hypothesis: Development, assessment, and alternatives: Geological Society of America Special Paper 393, 123-182.
Ortega-Gutiérrez, F., Ruiz, J., Centeno-García, E., 1995, Oaxaquia, a Proterozoic microcontinent accreted to North America during the late Paleozoic: Geology, 23, 1127-1130.
Ortega-Obregón, C., Solari, L., Gómez-Tuena, A., Elías-Herrera, M., Ortega-Gutiérrez, F., Macías-Romo, C., 2013, Permian–Carboniferous arc magmatism in southern Mexico: U-Pb dating, trace element and Hf isotopic evidence on zircons of earliest subduction beneath the western margin of Gondwana: International Journal of Earth Sciences, 103(5), 1287-1300.
Pidgeon, R.T., Macambria, M.J.B., Lafon, J.M., 2000, Th-U-Pb isotopic systems and internal structures of complex zircons from an enderbite from the Pium Complex, Carajas province, Brazil: Evidence for the ages of granulite facies metamorphism and the protolith of the enderbite: Chemical Geology, 166, 159-171.
Pindell, J.L., 1985, Alleghanian reconstruction and subsequent evolution of the Gulf of Mexico, Bahamas, and Proto-Caribbean: Tectonics, 4, 1-39.
Pindell, J.L., Dewey, J., 1982, Permo-Triassic reconstruction of western Pangea and the evolution of the Gulf of Mexico/Caribbean region: Tectonics, 1, 179-212.
Poole, F.G., Perry, W.J., Jr., Madrid, R.J., Amaya-Martínez, R., 2005, Tectonic synthesis of the Ouachita-Marathon-Sonora orogenic margin of southern Laurentia: Stratigraphic and structural implications for timing of deformational events and plate tectonic model, in Anderson, T.H., Nourse, J.A., McKee, J.W., Steiner, M.B. (eds.), The Mojave-Sonora megashear hypothesis: Development,
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 575
assessment, and alternatives: Geological Society of America Special Paper 393, 543-596.
Ramos, V.A., Folguera, A., 2008, Andean flat-slab subduction through time, in Murphy, J.B., Keppie, J.D., Hynes, A.J. (eds.), Ancient Orogens and Modern Analogues: Geological Society of London Special Publication 327, 31-54.
Ratschbacher, L., Franz, L., Min, M., Bachmann, R., Martens, U., Stanek, K., Stübner, K., Nelson, B.K., Herrmann, U., Weber, B., López-Martínez, M., Jonckheere, R., Sperner, B., Tichomirowa, M., Mcwilliams, M.O., Gordon, M., Meschede, M., Bock, P., 2009, The North American-Caribbean plate boundary in Mexico-Guatemala-Honduras, in James, K.H., Lorente, M.A., Pindell, J.L. (eds.), "The Origin and Evolution of the Caribbean Plate": Geological Society of London, 219-293.
Restrepo, J., Toussaint, J., González, H., Linares, E., 1978, Datación de metasedimentos del grupo Ayura-Montebello: Medellín, Universidad Nacional de Colombia, Publicación Especial Geology, 10, 1-5.
Restrepo, J., Toussaint, J., González, H., Cordani, U., Kawashita, K., Linares, E., Parila, C., 1991, Precisiones geocronológicas sobre el occidente colombiano, en Simposio sobre magmatismo andino y su marco tectónico, Volumen 1, Manizales, Colombia, 1-22.
Riggs, N.R., Ash, S.R., Barth, A.P., Gehrels, G.E., Wooden, J.L., 2003, Isotopic age of the Black Forest Bed, Petrified Forest Member, Chinle Formation, Arizona: An example of dating a continental sandstone: Geological Society of America Bulletin, 115, 1315-1323.
Roldán-Quintana, J., McDowell, F.W., Delgado-Granados, H., Valencia-Moreno, M., 2009, East-west variations in age, chemical and isotopic composition of the Laramide batholith in southern Sonora, Mexico: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 26, 543-563.
Ross, C.A., 1979, Late Paleozoic collision of North and South America: Geology, 7, 41-44.
Ross, C.A., 1986, Paleozoic evolution of southern margin of Permian basin: Geological Society of America Bulletin, 97, 536-554.
Rubatto, D., 2002, Zircon trace element geochemistry: partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism: Chemical Geology, 184, 123-138.
Saleeby, J.B., Busby-Spera, C.J., 1992, Early Mesozoic tectonic evolution of the western U.S. Cordillera, in Burchfiel, B.C., Lipman, P.W., Zoback, M.L. (eds.), The Cordilleran orogen: Boulder, Colorado, conterminous, U.S. Geology of North America, Geological Society of America, G-3, 107-168.
Salvador, A., 1991, Origin and development of the Gulf of Mexico basin, in Salvador, A. (ed.), The Gulf of Mexico basin: Boulder, Colorado, Geological Society of America, Geology of North America, J, 389-444.
Schaaf, P., Weber, B., Weis, P., Groß, A., Ortega-Gutiérrez, F., Kohler, H., 2002, The Chiapas massif (Mexico) revised: New geologic and isotopic data and basement characteristics: Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie – Abhandlungen, 225(1), 1-23.
Schweickert, R.A., Lahren, M.M., 1993, Triassic-Jurassic magmatic arc in eastern California and western Nevada: Arc evolution, cryptic tectonic breaks, and significance of the Mojave-Snow Lake fault, in Dunne, G.C., McDougall, K.A. (eds.), Mesozoic Paleogeography of the western United States, Volume II: Los Angeles, Pacific Section, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists (Society for Sedimentary Geology), Book 71, 653-676.
Sedlock, R.L., Ortega-Gutiérrez, F., Speed, R.C., 1993, Tectonostratigraphic terranes and tectonic evolution of Mexico: Geological Society of America Special Paper 278, 153 p.
Servicio Geológico Mexicano (SGM), 2002, Carta Geológico-Minera Puerto Peñasco H12-1, Sonora, escala 1:250000.
Silver, L.T., Anderson, T.H., 1974, Possible left-lateral early to middle Mesozoic disruption of the southwestern North American Craton margin: Geological Society of America Abstracts with Programs, 6, 955-956.
Singh, S., Barley, M.E., Brown, S.J., Jain, A.K., Manickavasagam, R.M., 2002, SHRIMP U-Pb in zircon geochronology of the Chor granitoid: Evidence for Neoproterozoic magmatism in the Lesser Himalayan granite belt of NW India: Precambrian Research, 118, 285-292.
Snow, J.K., Asmeron, Y., Lux, D.R., 1991, Permian-Triassic plutonism and tectonics, Death Valley region, California and Nevada: Geology, 19, 629-632.
Solari, L.A., Dostal, J., Ortega-Gutiérrez, F., Keppie, J.D., 2001, The 275 Ma arc-related La Carbonera stock in the northern Oaxacan Complex of southern Mexico: U-Pb geochronology and geochemistry: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 18, 149-161.
Solari, L.A., Ortega-Gutiérrez, F., Elías-Herrera, M., Schaaf, P., Norman, M., Torres De León, R., Ortega-Obregón, C., Chiquin, M., Morán-Ical, S., 2009, U-Pb zircon geochronology of Paleozoic units in Western and Central Guatemala: insights into the tectonic evolution of Middle America, in James, K., Lorente, M.A., Pindell, J. (eds.), Origin and evolution of the Caribbean Plate: Geological Society of London, 328 (Special Publications), 293-311.
Spikings, R., Cochrane, R., Villagomez, D., Van der Lelij, R., Vallejo, C., Winkler, W., Beate, B., 2015, The geological history of northwestern South America: from Pangaea to the early collision of the Caribbean Large Igneous Province (290 – 75 Ma): Gondwana Research, 27, 95-139.
Stewart, J.H., 1976, Late Precambrian margin of North America: Plate tectonic implications: Geology, 4, 11-15.
Stewart, J.H., 1988, Latest Proterozoic and Paleozoic southern margin of North America and the accretion of Mexico: Geology, 16, 186-189.
Stewart, J.H., Anderson, T.H., Haxel, G.B., Silver, L.T., Wrigth, J.E., 1986, Late Triassic paleogeography of the southern Cordillera: The problem of a source for voluminous volcanic detritus in the Chinle Formation of the Colorado Plateau region: Geology, 14, 567-570.
Stewart, J.H., Blodgett, R.B., Boucot, A.J., Carter, J.L., López, R., 1999, Exotic Paleozoic strata of Gondwanan provenance near Ciudad Victoria, Tamaulipas, Mexico, in Ramos, V.A., Keppie, J.D. (eds.), Laurentia-Gondwana connections before Pangea: Geological Society of America Special Paper 336, 227-252.
Thrane, K., 2002, Relationships between Archean and Paleoproterozoic crystalline basement complexes in the southern part of the East Greenland Caledonides: An ion microprobe study: Precambrian Research, 113, 19-42.
Torres, R., Ruiz, J., Patchett, P.J., Grajales, J.M., 1999, Permo-Triassic continental arc in eastern México: Tectonic implications for reconstructions of southern North America, in Bartolini, C., Wilson, J.L., Lawton, T.F. (eds.), Mesozoic Sedimentary and Tectonic History of North-Central Mexico: Geological Society of America Special Paper 340, 191-196.
Valencia-Moreno, M., Ruiz, J., Barton, M.D., Patchett, P.J., Zurcher, L., Hodkinson, D.G., Roldán-Quintana, J., 2011, A chemical and isotopic study of the Laramide granitic belt of Northwestern Mexico: Identification of the southern edge of the North American Precambrian basement: Geological Society of America Bulletin, 113(11), 1409-1422.
Vavra, G., Schmid, R., Gebauer, D., 1999, Internal morphology, habit and U-Th-Pb microanalysis of amphibolite-to-granulite facies zircons: geochronology of the Ivrea Zone (Southern Alps): Contributions to Mineralogy and Petrology, 134, 380-404.
Velázquez-Santelíz, A.F., 2014, Efecto del basamento proterozoico sobre el magmatismo de arco cordillerano del SW de Norte América: Estudios en Sierra San Francisco, NW de Sonora: Nuevo León, México, Universidad Autónoma de Nuevo León, Facultad de Ciencias de la Tierra, Linares, Tesis de Licenciatura 153 p.
Vidal-Solano, J.R., Demant, A., Paz-Moreno, F.A., Lapierre, H., Ortega-Rivera, M.A., Lee, J.K.W., 2008, Insights into the tectonomagmatic evolution of NW Mexico: Geochronology and geochemistry of the Miocene volcanic rocks from the Pinacate area, Sonora: Geological Society of America Bulletin, 120, 691-708.
Viele, G.W., Thomas, W.A., 1989, Tectonic synthesis of the Ouachita orogenic belt, in Hatcher, R.D., Jr., Thomas, W.A., Viele, G.W. (eds.), The Appalachian-Ouachita orogenic belt in the United States: Boulder, Colorado, Geological Society of America, Geology of North America, F-2, 695-728.
Vinasco, C.J., Cordani, U.G., González, H., Weber, M., Pelaez, C., 2006, Geochronological, isotopic, and geochemical data from Permo-
Arvizu e Iriondo576576
Triassic granitic gneisses and granitoids of the Colombian Central Andes: Journal of South American Earth Sciences, 21, 355-371.
Wang, X., Griffin, W.L., Chen, J., Huang, P., Li, X., 2011, U and Th contents and Th/U ratios of zircon in felsic and mafic magmatic rocks: Improved zircon-melt distribution coefficients: Acta Geologica Sinica, 85(1), 164-174.
Weber, B., Cameron, K.L., Osorio, M., Schaaf, P., 2005, A late Permian tectonothermal event affected former Grenville crust in the southern Maya terrane: U-Pb zircon ages from the Chiapas massif, SE Mexico: International Geology Review, 47, 509-529.
Weber, B., Iriondo, A., Premo, W.R., Hecht, L., Schaaf, P., 2007, New insights into the history and origin of the southern Maya block, SE Mexico: U-Pb-SHRIMP zircon geochronology from metamorphic rocks of the Chiapas massif: International Journal of Earth Sciences, 96, 253-269.
Wilde, S.A., Youssef, K., 2000, Significance of SHRIMP U-Pb dating of the Imperial Porphyry and associated Dokhan Volcanics, Gebel Dokhan, north Eastern Desert, Egypt: Journal of African Earth Sciences, 31, 403-413.
Wilde, S.A., Valley, J.W., Peck, W.H., Graham, C.M., 2001, Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4 Gyr ago: Nature, 409, 175-178.
Williams, I.S., Claesson, S., 1987, Isotopic evidence for the Precambrian provenance and Caledonian metamorphism of high grade
paragneisses from the Seve Nappes, Scandinavian Caledonides: Contributions to Mineralogy and Petrology, 97, 205-217.
Wooden, J.L., Miller, D.M., 1990, Chronologic and isotopic framework for Early Proterozoic crustal evolution in the eastern Mojave Desert region, southeastern California: Journal of Geophysical Research, 95, 20,133-20,146.
Young, D.N., Fanning, C.M., Shaw, R.D., Edgoose, C.J., Blake, D.H., Page, R.W., Camacho, A., 1995, U-Pb zircon dating of tectonomagmatic events in the northern Arunta Inlier, central Australia: Precambrian Research, 71, 45-68.
Zhai, M., Ni, Z., OH, C., Guo, J., Choi, S., 2005, SHRIMP zircon age of a Proterozoic rapavaki granite batholite in the Gyeonggi massif (South Korea) and its geological implications: Geological Magazine, 142, 23-30.
Zheng, Y.F., Fu, B., Li, Y., 1999, Hydrogen and oxygen isotope evidence for fluid–rock interactions in the stages of pre-and post-UHP metamorphism in the Dabie Mountains: Science in China, Ser. D (in Chinese), 29(2), 113.
Zhou, M., Yan, D., Kennedy, A.K., Li, Y., Ding, J., 2002, SHRIMP U-Pb geochronology and geochemical evidence for Neoproterozoic arc-magmatism along the western margin of the Yangtze Block, South China: Earth and Planetary Science Letters, 196, 51-67.
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 577
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NW
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620
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NW
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2.0
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17.0
NW
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1386
±23
NW
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133
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1±
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270.
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3±
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±20
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±30
1649
±20
NW
06-1
590
220
70.
210.
1041
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40.
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1643
±14
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±11
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±17
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±17
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Sur1
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Sur1
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Sur1
-18
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Sur1
-26
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210.
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2.0
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Sur1
-24
684
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0±
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Sur1
-568
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0G
neis
Sur1
-666
611
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6±
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0±
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5±
226
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0G
neis
Sur1
-377
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3±
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5±
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neis
Sur1
-13
681
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neis
Sur1
-10
1308
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2.0
Gne
isSu
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320
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2±
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328
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0G
neis
Sur1
-11
668
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±2
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±6
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±42
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±16
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2.0
Gne
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130.
020.
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00.
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±2
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±5
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±34
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±6
286.
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50.
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.**23
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a)*
235 U
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(Ma)
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a)*
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(Ma)
(Ma)
*Ed
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a)*
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0.00
083
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±2
378
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±8
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0±
2.0
Gne
isSur
1-1
332
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095
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±6
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±36
435
±8
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0±
4.0
Gne
isSur
1-20
539
540.
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189
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±21
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0±
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Gne
isSur
1-28
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: 351
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0560
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958
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-14
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-18
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388
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-27
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893
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456
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-928
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-29
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-24
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512
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413
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-343
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15±
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00±
17SE
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513
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614
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1714
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01±
17SE
01-6
251
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190.
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-19
183
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: 351
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N, 3
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3584
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CG10
-15
1908
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278
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-210
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250
±3
247
±4
229
±27
242
±5
250.
0±
3.0
CG10
-953
988
0.15
0.05
177
±0.
0007
20.
2818
7±
0.00
502
0.03
961
±0.
0004
40.
0120
1±
0.00
026
0.62
125
0±
325
2±
427
5±
3124
1±
525
0.0
±3.
0CG
10-3
870
157
0.17
0.05
124
±0.
0007
70.
2822
4±
0.00
495
0.04
002
±0.
0003
60.
0124
6±
0.00
024
0.52
025
3±
225
2±
425
2±
3425
0±
525
3.0
±2.
0CG
10-1
191
012
20.
120.
0526
5±
0.00
074
0.29
264
±0.
0062
20.
0403
4±
0.00
065
0.01
307
±0.
0002
90.
752
255
±4
261
±5
314
±30
262
±6
255.
0±
4.0
CG10
-12
625
930.
140.
0516
2±
0.00
062
0.28
789
±0.
0043
70.
0404
9±
0.00
038
0.01
203
±0.
0002
60.
610
256
±2
257
±3
269
±26
242
±5
256.
0±
2.0
CG10
-13
1033
179
0.16
0.05
130
±0.
0006
20.
2857
1±
0.00
618
0.04
052
±0.
0007
30.
0126
9±
0.00
025
0.83
025
6±
525
5±
525
4±
2625
5±
525
6.0
±5.
0CG
10-1
889
958
0.06
0.05
115
±0.
0007
20.
2846
6±
0.00
482
0.04
048
±0.
0003
80.
0135
5±
0.00
072
0.56
-125
6±
225
4±
424
8±
3227
2±
1425
6.0
±2.
0CG
10-2
077
612
10.
140.
0503
7±
0.00
071
0.28
178
±0.
0047
70.
0407
1±
0.00
039
0.01
125
±0.
0002
30.
55-2
257
±2
252
±4
212
±32
226
±5
257.
0±
2.0
CG10
-29
588
840.
130.
0514
7±
0.00
072
0.29
248
±0.
0049
20.
0413
9±
0.00
038
0.01
171
±0.
0002
60.
560
261
±2
261
±4
262
±32
235
±5
261.
0±
2.0
CG10
-25
764
125
0.15
0.05
066
±0.
0007
10.
2946
7±
0.00
563
0.04
238
±0.
0005
50.
0123
8±
0.00
026
0.68
-226
8±
326
2±
422
5±
3224
9±
526
8.0
±3.
0
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 579
Tabl
a SE
1. (C
ontin
uaci
ón).
Dat
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bs)*
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(Ma)
(Ma)
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a)*
CG10
-616
9832
70.
180.
0630
7±
0.00
062
0.37
872
±0.
0061
70.
0432
6±
0.00
056
0.01
274
±0.
0002
30.
8016
273
±3
326
±5
711
±21
256
±5
273.
0±
3.0
CG10
- 31
655
740.
100.
0537
0±
0.00
122
0.33
479
±0.
0097
40.
0452
1±
0.00
062
0.01
415
±0.
0001
90.
663
285
±4
293
±7
359
±51
284
±4
285.
0±
4.0
CG10
- 453
670
0.12
0.05
635
±0.
0009
00.
3588
6±
0.00
718
0.04
529
±0.
0005
40.
0124
7±
0.00
026
0.60
828
6±
331
1±
546
6±
3525
0±
528
6.0
±3.
0CG
10- 2
726
026
0.09
0.05
406
±0.
0021
10.
3396
9±
0.01
901
0.04
558
±0.
0012
70.
0142
5±
0.00
042
0.80
328
7±
829
7±
1437
3±
8728
6±
828
7.0
±8.
0CG
10- 2
110
4722
80.
200.
0579
5±
0.00
081
0.38
451
±0.
0078
90.
0468
6±
0.00
070
0.01
610
±0.
0024
10.
7311
295
±4
330
±6
528
±30
323
±48
295.
0±
4.0
CG10
- 19
803
155
0.18
0.06
237
±0.
0008
10.
4515
2±
0.00
714
0.05
141
±0.
0004
60.
0141
5±
0.00
027
0.57
1532
3±
337
8±
568
7±
2728
4±
532
3.0
±3.
0CG
10- 3
054
363
0.11
0.06
134
±0.
0008
90.
7628
7±
0.01
953
0.09
020
±0.
0015
10.
0277
9±
0.00
046
0.84
355
7±
957
6±
1165
1±
3155
4±
955
7.0
±9.
0CG
10- 3
565
311
40.
160.
0828
7±
0.00
083
1.30
450
±0.
0214
00.
1140
3±
0.00
148
0.02
555
±0.
0005
10.
7918
696
±9
848
±9
1266
±19
510
±10
696.
0±
9.0
CG10
- 33
664
540.
070.
0738
8±
0.00
118
1.29
570
±0.
0312
00.
1152
1±
0.00
207
0.01
805
±0.
0005
60.
7517
703
±12
844
±14
1038
±32
362
±11
703.
0±
12.0
CG10
- 10
777
258
0.31
0.07
581
±0.
0007
61.
8984
0±
0.02
632
0.18
200
±0.
0017
50.
0511
6±
0.00
087
0.69
010
78±
1010
81±
910
90±
1910
08±
1710
90±
19CG
10-1
451
815
0.03
0.08
459
±0.
0008
22.
2466
0±
0.03
295
0.19
312
±0.
0021
20.
0510
5±
0.00
107
0.75
511
38±
1111
96±
1013
06±
1810
06±
2113
06±
18CG
10-1
863
180
0.19
0.08
905
±0.
0008
31.
3920
0±
0.02
457
0.11
337
±0.
0017
00.
0263
3±
0.00
058
0.85
2269
2±
1088
6±
1014
05±
1852
5±
1114
05±
18CG
10-2
335
211
40.
300.
0896
4±
0.00
090
2.67
520
±0.
0363
50.
2157
3±
0.00
198
0.06
183
±0.
0011
10.
675
1259
±10
1322
±10
1418
±19
1213
±21
1418
±19
CG10
-26
654
310.
040.
0908
3±
0.00
087
3.03
890
±0.
0476
10.
2426
6±
0.00
282
0.07
158
±0.
0008
30.
801
1401
±15
1417
±12
1443
±18
1397
±16
1443
±18
CG10
-16
1693
231
0.13
0.09
268
±0.
0008
51.
6996
0±
0.04
053
0.13
057
±0.
0028
70.
0325
6±
0.00
094
0.92
2279
1±
1610
08±
1514
81±
1664
8±
1814
81±
16CG
10-3
483
290
0.10
0.09
735
±0.
0009
32.
4112
0±
0.03
520
0.17
928
±0.
0019
70.
0448
6±
0.00
103
0.76
1510
63±
1112
46±
1015
74±
1888
7±
2015
74±
18CG
10-8
932
138
0.14
0.09
879
±0.
0010
92.
8217
0±
0.05
024
0.20
391
±0.
0028
50.
0612
9±
0.00
141
0.78
1211
96±
1513
61±
1316
01±
2012
02±
2716
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0)
SE09
-20
4518
314
0.06
0.05
211
±0.
0010
30.
2234
1±
0.00
535
0.03
110
±0.
0003
30.
0097
7±
0.00
018
0.64
419
7±
2.0
205
±4
290
±44
196
±4
197.
0±
2.0
SE09
- 25
2165
263
0.11
0.05
101
±0.
0006
10.
2303
0±
0.00
375
0.03
269
±0.
0003
60.
0121
0±
0.00
022
0.68
120
7±
2.0
210
±3
241
±27
243
±4
207.
0±
2.0
SE09
- 22
3162
359
0.10
0.05
164
±0.
0006
20.
2460
5±
0.00
401
0.03
451
±0.
0003
80.
0134
1±
0.00
025
0.68
221
9±
2.0
223
±3
270
±27
269
±5
219.
0±
2.0
SE09
- 21
943
380.
040.
0509
1±
0.00
071
0.27
130
±0.
0073
00.
0385
4±
0.00
089
0.01
245
±0.
0002
90.
860
244
±6.
024
4±
623
7±
3125
0±
624
4.0
±6.
0SE
09-1
612
3432
90.
250.
0529
9±
0.00
074
0.28
799
±0.
0068
00.
0392
5±
0.00
075
0.01
200
±0.
0002
20.
814
248
±5.
025
7±
532
8±
3124
1±
424
8.0
±5.
0SE
09-2
411
1173
0.06
0.05
108
±0.
0007
20.
2761
1±
0.00
587
0.03
918
±0.
0006
30.
0123
2±
0.00
031
0.75
024
8±
4.0
248
±5
244
±32
247
±6
248.
0±
4.0
SE09
-372
358
0.07
0.05
160
±0.
0007
70.
2840
3±
0.00
528
0.03
983
±0.
0004
40.
0123
9±
0.00
035
0.60
125
2±
3.0
254
±4
268
±33
249
±7
252.
0±
3.0
SE09
-569
310
20.
140.
0520
9±
0.00
073
0.28
811
±0.
0051
30.
0400
0±
0.00
044
0.01
205
±0.
0002
50.
622
253
±3.
025
7±
428
9±
3124
2±
525
3.0
±3.
0SE
09-2
312
9555
10.
390.
0512
5±
0.00
072
0.28
398
±0.
0064
80.
0401
3±
0.00
072
0.01
359
±0.
0002
30.
790
254
±4.
025
4±
525
2±
3227
3±
525
4.0
±4.
0SE
09-7
386
300.
070.
0528
4±
0.00
111
0.29
305
±0.
0069
50.
0401
8±
0.00
044
0.01
257
±0.
0004
00.
463
254
±3.
026
1±
532
2±
4725
2±
825
4.0
±3.
0SE
09-1
514
4635
50.
230.
0594
2±
0.00
071
0.33
392
±0.
0066
80.
0406
7±
0.00
065
0.01
208
±0.
0002
10.
8012
257
±4.
029
3±
558
3±
2524
3±
425
7.0
±4.
0SE
09- 2
612
640.
100.
0524
6±
0.00
079
0.29
841
±0.
0055
50.
0411
7±
0.00
045
0.01
392
±0.
0003
20.
592
260
±3.
026
5±
430
6±
3327
9±
626
0.0
±3.
0SE
09- 1
745
069
0.14
0.05
332
±0.
0010
40.
3053
6±
0.00
786
0.04
153
±0.
0005
50.
0130
1±
0.00
017
0.63
326
2±
3.0
271
±6
343
±43
261
±3
262.
0±
3.0
SE09
- 13
851
165
0.18
0.05
202
±0.
0007
30.
3061
3±
0.00
545
0.04
250
±0.
0004
70.
0126
0±
0.00
024
0.62
126
8±
3.0
271
±4
286
±31
253
±5
268.
0±
3.0
SE09
- 35
433
700.
150.
0515
2±
0.00
088
0.30
190
±0.
0061
10.
0424
0±
0.00
047
0.01
310
±0.
0003
10.
540
268
±3.
026
8±
526
4±
3826
3±
626
8.0
±3.
0SE
09- 8
1914
271
0.13
0.06
868
±0.
0009
20.
5376
2±
0.01
000
0.05
677
±0.
0006
00.
0172
6±
0.00
019
0.71
1935
6±
4.0
437
±7
889
±27
346
±4
356.
0±
4.0
SE09
- 620
746
0.20
0.06
117
±0.
0013
50.
5115
3±
0.02
471
0.05
702
±0.
0024
50.
0345
6±
0.00
107
0.89
1535
7±
15.0
419
±17
645
±46
687
±21
357.
0±
15.0
SE09
- 18
1944
448
0.21
0.07
450
±0.
0008
90.
6742
1±
0.01
573
0.06
472
±0.
0012
90.
0181
8±
0.00
064
0.86
2340
4±
8.0
523
±10
1055
±23
364
±13
404.
0±
8.0
SE09
- 34
2074
680.
030.
0794
8±
0.00
108
0.72
068
±0.
0143
60.
0657
6±
0.00
087
0.01
968
±0.
0006
00.
7925
411
±5.
055
1±
811
84±
2639
4±
1241
1.0
±5.
0SE
09- 2
840
566
0.15
0.06
924
±0.
0012
50.
7305
1±
0.01
791
0.07
652
±0.
0009
60.
0232
5±
0.00
032
0.71
1547
5±
6.0
557
±11
906
±36
465
±6
475.
0±
6.0
SE09
- 29
662
870.
120.
0798
6±
0.00
113
1.19
870
±0.
0252
80.
1088
7±
0.00
146
0.03
256
±0.
0004
50.
7617
666
±8.
080
0±
1211
93±
2764
8±
966
6.0
±8.
0SE
09- 4
289
940.
300.
0865
9±
0.00
130
2.82
200
±0.
0921
40.
2344
7±
0.00
680
0.06
701
±0.
0013
40.
890
1358
±36
.013
61±
2413
51±
2813
11±
2513
51±
28SE
09-1
251
949
0.09
0.08
956
±0.
0012
11.
5298
5±
0.02
850
0.12
388
±0.
0015
10.
0366
0±
0.00
045
0.71
2075
3±
9.0
942
±11
1416
±25
726
±9
1416
±25
SE09
-30
665
108
0.15
0.09
004
±0.
0011
51.
4510
7±
0.03
103
0.11
688
±0.
0017
70.
0345
1±
0.00
052
0.80
2271
3±
10.0
910
±13
1426
±24
686
±10
1426
±24
SE09
-132
228
0.08
0.09
822
±0.
0013
42.
8480
6±
0.04
930
0.21
031
±0.
0021
80.
0615
3±
0.00
066
0.64
1012
30±
12.0
1368
±13
1591
±25
1207
±13
1591
±25
SE09
-941
811
00.
240.
0989
4±
0.00
119
3.69
400
±0.
0601
30.
2684
0±
0.00
295
0.07
888
±0.
0013
40.
672
1533
±15
.015
70±
1316
04±
2215
35±
2516
04±
22SE
09-1
199
412
20.
110.
1001
8±
0.00
110
3.34
010
±0.
0568
80.
2409
8±
0.00
313
0.07
197
±0.
0013
00.
767
1392
±16
1490
±13
1627
±20
1405
±25
1627
±20
SE09
-10
540
870.
150.
1002
8±
0.00
116
3.16
155
±0.
0724
50.
2286
5±
0.00
386
0.06
675
±0.
0011
10.
848
1327
±20
1448
±18
1629
±21
1306
±21
1629
±21
SE09
-19
282
910.
300.
1010
4±
0.00
128
3.54
170
±0.
0657
00.
2542
2±
0.00
272
0.07
416
±0.
0007
80.
715
1460
±14
1537
±15
1643
±23
1446
±15
1643
±23
SE09
-32
478
124
0.24
0.10
105
±0.
0011
14.
0411
0±
0.06
286
0.28
965
±0.
0031
90.
0803
0±
0.00
137
0.71
016
40±
1616
43±
1316
43±
2015
61±
2616
43±
20SE
09-3
346
210
30.
210.
1012
2±
0.00
111
4.24
270
±0.
0660
00.
3035
5±
0.00
334
0.07
779
±0.
0013
20.
71-2
1709
±17
1682
±13
1647
±20
1514
±25
1647
±20
SE09
-26
531
430.
070.
1021
7±
0.00
112
3.86
020
±0.
0657
40.
2736
8±
0.00
356
0.07
855
±0.
0014
10.
773
1559
±18
1605
±14
1664
±20
1528
±26
1664
±20
SE09
-31
414
190
0.42
0.10
326
±0.
0011
44.
0644
0±
0.06
323
0.28
500
±0.
0031
40.
0785
1±
0.00
133
0.70
216
16±
1616
47±
1316
84±
2015
28±
2516
84±
20SE
09-2
776
852
0.06
0.10
753
±0.
0012
53.
7034
7±
0.05
539
0.24
978
±0.
0023
50.
0724
0±
0.00
074
0.67
914
37±
1215
72±
1217
58±
2114
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1417
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RO3-
842
4878
00.
170.
0515
0±
0.00
093
0.17
100
±0.
0046
90.
0240
8±
0.00
035
0.00
757
±0.
0001
00.
764
153
±2
160
±4
263
±40
153
±2
153.
0±
2.0
MIC
RO3-
318
5228
00.
140.
0527
4±
0.00
063
0.23
878
±0.
0033
30.
0327
8±
0.00
023
0.01
264
±0.
0001
80.
524
208
±1
217
±3
318
±25
254
±4
208.
0±
1.0
MIC
RO3-
218
7622
90.
110.
0510
8±
0.00
061
0.23
211
±0.
0031
80.
0329
0±
0.00
022
0.01
258
±0.
0001
80.
491
209
±1
212
±3
244
±26
253
±4
209.
0±
1.0
MIC
RO3-
2318
7124
10.
120.
0514
6±
0.00
062
0.23
511
±0.
0032
00.
0331
1±
0.00
021
0.01
277
±0.
0001
70.
472
210
±1
214
±3
261
±26
256
±3
210.
0±
1.0
MIC
RO3-
2424
1665
30.
250.
0527
3±
0.00
072
0.26
052
±0.
0048
00.
0358
3±
0.00
030
0.01
124
±0.
0000
90.
593
227
±2
235
±4
317
±29
226
±2
227.
0±
2.0
MIC
RO3-
1013
0317
80.
130.
0509
8±
0.00
066
0.25
708
±0.
0055
00.
0365
5±
0.00
062
0.01
194
±0.
0001
60.
800
231
±4
232
±4
240
±28
240
±3
231.
0±
4.0
MIC
RO3-
1412
7816
60.
120.
0516
0±
0.00
062
0.26
324
±0.
0052
60.
0369
3±
0.00
059
0.01
234
±0.
0001
60.
801
234
±4
237
±4
268
±26
248
±3
234.
0±
4.0
MIC
RO3-
610
5814
50.
130.
0518
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0.00
062
0.27
354
±0.
0042
70.
0382
0±
0.00
038
0.01
204
±0.
0001
80.
642
242
±2
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±3
277
±26
242
±4
242.
0±
2.0
MIC
RO3-
411
8015
30.
120.
0518
4±
0.00
062
0.27
450
±0.
0048
60.
0383
6±
0.00
050
0.01
252
±0.
0001
90.
741
243
±3
246
±4
278
±26
251
±4
243.
0±
3.0
MIC
RO3-
1813
1221
10.
150.
0518
2±
0.00
057
0.27
679
±0.
0045
10.
0386
2±
0.00
046
0.01
269
±0.
0003
60.
742
244
±3
248
±4
277
±24
255
±7
244.
0±
3.0
MIC
RO3-
2110
4213
10.
120.
0518
1±
0.00
067
0.27
606
±0.
0041
40.
0385
7±
0.00
029
0.01
233
±0.
0002
10.
512
244
±2
248
±3
277
±28
248
±4
244.
0±
2.0
MIC
RO3-
1211
2014
80.
120.
0517
8±
0.00
072
0.27
663
±0.
0051
00.
0387
9±
0.00
047
0.01
246
±0.
0001
90.
661
245
±3
248
±4
276
±30
250
±4
245.
0±
3.0
MIC
RO3-
110
1712
90.
120.
0518
5±
0.00
067
0.28
284
±0.
0044
10.
0394
9±
0.00
034
0.01
247
±0.
0002
10.
561
250
±2
253
±3
279
±28
250
±4
250.
0±
2.0
MIC
RO3-
1610
9313
60.
110.
0507
9±
0.00
061
0.27
850
±0.
0041
80.
0396
9±
0.00
036
0.01
245
±0.
0002
00.
60-1
251
±2
249
±3
231
±26
250
±4
251.
0±
2.0
MIC
RO3-
1786
893
0.10
0.05
117
±0.
0006
70.
2818
6±
0.00
518
0.03
991
±0.
0005
20.
0125
3±
0.00
021
0.70
025
2±
325
2±
424
8±
2825
2±
425
2.0
±3.
0M
ICRO
3-9
703
790.
100.
0520
7±
0.00
083
0.28
889
±0.
0054
50.
0401
6±
0.00
040
0.01
260
±0.
0002
50.
532
254
±2
258
±4
288
±35
253
±5
254.
0±
2.0
MIC
RO3-
768
795
0.13
0.05
126
±0.
0007
20.
2860
0±
0.00
470
0.04
039
±0.
0003
50.
0127
2±
0.00
023
0.52
025
5±
225
5±
425
3±
3125
5±
525
5.0
±2.
0M
ICRO
3-22
1101
135
0.11
0.05
455
±0.
0008
70.
3122
4±
0.00
707
0.04
069
±0.
0006
50.
0132
6±
0.00
028
0.71
725
7±
427
6±
539
4±
3426
6±
625
7.0
±4.
0M
ICRO
3-15
986
890.
080.
0510
3±
0.00
066
0.29
227
±0.
0053
70.
0414
3±
0.00
054
0.01
484
±0.
0019
30.
71-1
262
±3
260
±4
242
±28
298
±38
262.
0±
3.0
MIC
RO3-
1113
4814
50.
100.
0642
5±
0.00
094
0.48
692
±0.
0092
80.
0549
7±
0.00
055
0.01
684
±0.
0001
90.
6114
345
±3
403
±6
750
±29
338
±4
345.
0±
3.0
MIC
RO3-
1371
097
0.13
0.06
038
±0.
0013
90.
5934
0±
0.03
592
0.06
249
±0.
0035
00.
0210
0±
0.00
090
0.92
1739
1±
2147
3±
2361
7±
4742
0±
1839
1.0
±21
.0M
ICRO
3-20
394
510.
120.
0776
7±
0.00
107
1.40
167
±0.
0327
90.
1308
8±
0.00
211
0.03
926
±0.
0006
30.
7811
793
±12
890
±14
1139
±26
778
±12
793.
0±
12.0
MIC
RO3-
2511
1416
80.
140.
0872
2±
0.00
101
1.26
864
±0.
0242
40.
1054
9±
0.00
138
0.03
125
±0.
0004
10.
7622
646
±8
832
±11
1365
±21
622
±8
1365
±21
MIC
RO3-
1911
2116
80.
140.
0970
5±
0.00
099
2.59
796
±0.
0519
70.
1941
5±
0.00
293
0.05
687
±0.
0008
50.
8312
1144
±16
1300
±15
1568
±18
1118
±16
1568
±18
MIC
RO3-
552
414
10.
250.
1051
1±
0.00
105
4.48
170
±0.
0700
10.
3082
1±
0.00
370
0.08
614
±0.
0013
80.
770
1732
±18
1728
±13
1716
±18
1670
±26
1716
±18
Coo
rden
adas
UTM
: 353
6145
N, 2
9698
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3.4
±2.
1(2
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Gra
nCen
-5
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-9 (J
unio
201
0)
Gra
nCen
5-26
2106
321
0.14
0.05
133
±0.
0008
40.
2236
6±
0.00
443
0.03
160
±0.
0002
20.
0099
4±
0.00
009
0.54
220
1±
120
5±
425
6±
3920
0±
220
1.0
±1.
0G
ranC
en5-
1116
1782
70.
470.
0507
1±
0.00
061
0.23
559
±0.
0032
70.
0335
9±
0.00
024
0.01
093
±0.
0001
10.
501
213
±1
215
±3
228
±29
220
±2
213.
0±
1.0
Gra
nCen
5-28
1143
321
0.26
0.05
131
±0.
0007
60.
2450
1±
0.00
508
0.03
463
±0.
0003
20.
0109
0±
0.00
009
0.63
221
9±
222
3±
425
5±
3521
9±
221
9.0
±2.
0G
ranC
en5-
1695
611
50.
110.
0516
6±
0.00
067
0.25
263
±0.
0037
90.
0353
7±
0.00
027
0.01
123
±0.
0001
60.
502
224
±2
229
±3
270
±31
226
±3
224.
0±
2.0
Gra
nCen
5-27
638
590.
080.
0517
9±
0.00
073
0.25
466
±0.
0040
40.
0354
1±
0.00
027
0.01
212
±0.
0002
20.
463
224
±2
230
±3
276
±33
243
±4
224.
0±
2.0
Gra
nCen
5-15
1019
142
0.13
0.05
112
±0.
0006
60.
2554
7±
0.00
382
0.03
611
±0.
0002
70.
0114
4±
0.00
016
0.50
122
9±
223
1±
324
6±
3123
0±
322
9.0
±2.
0G
ranC
en5-
1797
018
20.
170.
0514
7±
0.00
062
0.26
310
±0.
0038
80.
0369
8±
0.00
032
0.01
186
±0.
0001
90.
581
234
±2
237
±3
262
±28
238
±4
234.
0±
2.0
Gra
nCen
5-13
671
670.
090.
0510
8±
0.00
056
0.26
349
±0.
0035
10.
0373
7±
0.00
028
0.01
146
±0.
0002
20.
570
237
±2
237
±3
244
±26
230
±4
237.
0±
2.0
Gra
nCen
5-10
735
102
0.13
0.05
146
±0.
0006
70.
2693
2±
0.00
398
0.03
785
±0.
0002
60.
0115
6±
0.00
018
0.47
123
9±
224
2±
326
1±
3123
2±
423
9.0
±2.
0G
ranC
en5-
863
274
0.11
0.05
211
±0.
0006
80.
2751
3±
0.00
419
0.03
817
±0.
0003
00.
0117
6±
0.00
019
0.52
224
1±
224
7±
329
0±
3123
6±
424
1.0
±2.
0G
ranC
en5-
451
026
0.05
0.05
205
±0.
0008
80.
2748
2±
0.00
542
0.03
831
±0.
0003
80.
0133
1±
0.00
033
0.52
224
2±
224
7±
428
8±
4026
7±
724
2.0
±2.
0G
ranC
en5-
953
840
0.07
0.05
255
±0.
0008
40.
2793
9±
0.00
500
0.03
846
±0.
0003
10.
0114
3±
0.00
022
0.45
324
3±
225
0±
430
9±
3723
0±
424
3.0
±2.
0G
ranC
en5-
353
967
0.11
0.05
177
±0.
0008
80.
2803
3±
0.00
529
0.03
923
±0.
0003
20.
0110
9±
0.00
020
0.43
124
8±
225
1±
427
5±
4022
3±
424
8.0
±2.
0G
ranC
en5-
178
484
0.10
0.05
294
±0.
0006
80.
2918
9±
0.00
480
0.03
999
±0.
0003
10.
0125
4±
0.00
010
0.54
325
3±
226
0±
432
6±
3025
2±
225
3.0
±2.
0G
ranC
en5-
639
552
0.12
0.05
160
±0.
0007
20.
2906
3±
0.00
464
0.04
069
±0.
0003
10.
0126
3±
0.00
025
0.49
125
7±
225
9±
426
8±
3325
4±
525
7.0
±2.
0G
ranC
en5-
283
088
0.10
0.05
510
±0.
0007
90.
3378
6±
0.00
618
0.04
447
±0.
0003
90.
0138
7±
0.00
012
0.53
528
1±
229
6±
541
6±
3327
8±
228
1.0
±2.
0G
ranC
en5-
2219
1822
40.
110.
0680
4±
0.00
075
0.47
386
±0.
0063
90.
0487
3±
0.00
038
0.01
489
±0.
0001
80.
5822
307
±2
394
±4
870
±24
299
±4
307.
0±
2.0
Gra
nCen
5-14
975
125
0.12
0.06
406
±0.
0009
80.
4351
4±
0.01
327
0.04
926
±0.
0010
50.
0151
0±
0.00
031
0.85
1631
0±
636
7±
974
4±
3330
3±
631
0.0
±6.
0G
ranC
en5-
2343
990
0.19
0.06
243
±0.
0008
10.
4676
2±
0.00
796
0.05
306
±0.
0005
80.
0270
9±
0.00
033
0.65
1533
3±
439
0±
668
9±
2954
0±
633
3.0
±4.
0G
ranC
en5-
758
082
0.13
0.05
476
±0.
0009
10.
4069
2±
0.00
916
0.05
389
±0.
0005
50.
0168
2±
0.00
021
0.66
333
8±
334
7±
740
2±
3833
7±
433
8.0
±3.
0G
ranC
en5-
2559
947
0.07
0.07
177
±0.
0009
30.
8360
3±
0.01
789
0.07
717
±0.
0013
10.
0179
8±
0.00
034
0.80
2247
9±
861
7±
1097
9±
2736
0±
747
9.0
±8.
0G
ranC
en5-
2152
066
0.12
0.07
335
±0.
0009
51.
0874
0±
0.02
968
0.09
541
±0.
0022
90.
0276
1±
0.00
044
0.88
2158
7±
1374
7±
1410
24±
2755
0±
958
7.0
±13
.0G
ranC
en5-
1852
682
0.14
0.07
656
±0.
0011
41.
0617
8±
0.03
749
0.10
058
±0.
0024
60.
0302
2±
0.00
074
0.92
1661
8±
1473
5±
1811
10±
3160
2±
1561
8.0
±14
.0G
ranC
en5-
2061
568
0.10
0.08
899
±0.
0008
91.
7246
0±
0.02
967
0.13
574
±0.
0019
00.
0226
1±
0.00
050
0.81
1982
1±
1110
18±
1114
04±
2045
2±
1014
04±
20G
ranC
en5-
3014
3011
70.
070.
0968
4±
0.00
079
2.19
790
±0.
0251
80.
1634
7±
0.00
131
0.02
367
±0.
0003
10.
7017
976
±7
1180
±8
1564
±16
473
±6
1564
±16
Coo
rden
adas
UTM
: 352
9266
N, 2
9670
1E (D
ATU
M W
GS8
4)Ed
ad 2
06Pb
/238 U
med
ia p
onde
rada
=24
0.4
±3.
0(2
sigm
a, M
SWD
= 1
.5, n
= 5
)
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 581
Tabl
a SE
1. (C
ontin
uaci
ón).
Dat
os a
nalít
icos
de
U-T
h-Pb
obt
enid
os p
or L
A-I
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anqu
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W S
onor
a, M
éxic
o.N
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oU
#T
h#T
h/U
207 Pb
/er
ror
207 Pb
/er
ror
206 Pb
/er
ror
208 Pb
/er
ror
Rho
%
206 Pb
/er
ror
207 Pb
/er
ror
207 Pb
/er
ror
208 Pb
/er
ror
207 Pb
/206 Pb
erro
r20
6 Pb/23
8 Uer
ror
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pm)
(ppm
)20
6 Pb†
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)*23
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)*23
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)*23
2 Th†
(abs
)*di
sc.**
238 U
(Ma)
*23
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a)*
206 Pb
(M
a)*
232 T
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a)*
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a)(M
a)*
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NW
09-0
1
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(NW
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Pr
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-4 (J
unio
200
9)
NW
01-2
066
310
00.
140.
0514
3±
0.00
051
0.25
740
±0.
0027
80.
0363
8±
0.00
015
0.01
153
±0.
0001
70.
401
230
±1
233
±2
260
±23
232
±3
230.
4±
0.9
NW
01- 1
485
890.
170.
0512
3±
0.00
056
0.25
767
±0.
0031
80.
0365
5±
0.00
020
0.01
185
±0.
0001
80.
461
231
±1
233
±3
251
±25
238
±4
231.
0±
1.0
NW
01- 2
576
121
0.19
0.05
168
±0.
0005
70.
2632
6±
0.00
315
0.03
701
±0.
0001
70.
0116
5±
0.00
016
0.39
123
4±
123
7±
327
1±
2523
4±
323
4.0
±1.
0N
W01
- 19
700
350.
050.
0515
6±
0.00
052
0.26
263
±0.
0028
20.
0369
9±
0.00
014
0.01
231
±0.
0002
20.
341
234
±1
237
±2
266
±23
247
±4
234.
1±
0.9
NW
01- 3
066
770
0.09
0.05
085
±0.
0005
10.
2600
7±
0.00
292
0.03
718
±0.
0001
90.
0119
3±
0.00
019
0.45
023
5±
123
5±
223
4±
2324
0±
423
5.0
±1.
0N
W01
- 17
794
146
0.17
0.05
126
±0.
0005
60.
2629
0±
0.00
311
0.03
727
±0.
0001
60.
0116
3±
0.00
016
0.38
023
6±
123
7±
325
3±
2523
4±
323
5.9
±1.
0N
W01
-470
240.
320.
0521
7±
0.00
089
0.26
802
±0.
0051
70.
0373
6±
0.00
034
0.01
207
±0.
0002
70.
472
236
±2
241
±4
293
±39
243
±5
236.
0±
2.0
NW
01-9
707
910.
120.
0513
1±
0.00
051
0.26
370
±0.
0028
90.
0373
5±
0.00
017
0.01
164
±0.
0001
60.
421
236
±1
238
±2
255
±23
234
±3
236.
0±
1.0
NW
01-2
783
447
0.05
0.05
133
±0.
0005
60.
2640
2±
0.00
314
0.03
729
±0.
0001
70.
0124
5±
0.00
020
0.40
123
6±
123
8±
325
6±
2525
0±
423
6.0
±1.
0N
W01
-16
635
550.
080.
0511
0±
0.00
051
0.26
336
±0.
0028
50.
0374
6±
0.00
015
0.01
245
±0.
0002
00.
390
237
±1
237
±2
245
±23
250
±4
237.
1±
0.9
NW
01-2
510
8212
90.
110.
0508
0±
0.00
051
0.26
193
±0.
0028
20.
0374
8±
0.00
015
0.01
184
±0.
0001
70.
36-1
237
±1
236
±2
232
±23
238
±3
237.
2±
0.9
NW
01-1
110
9731
0.03
0.05
050
±0.
0005
10.
2621
2±
0.00
286
0.03
769
±0.
0001
70.
0124
9±
0.00
020
0.38
-123
8±
123
6±
221
8±
2325
1±
423
8.0
±1.
0N
W01
-12
736
510.
060.
0516
0±
0.00
052
0.26
638
±0.
0029
20.
0375
5±
0.00
017
0.01
192
±0.
0001
80.
391
238
±1
240
±2
268
±23
240
±4
238.
0±
1.0
NW
01-2
485
412
90.
140.
0508
7±
0.00
050
0.26
420
±0.
0028
30.
0377
6±
0.00
016
0.01
213
±0.
0001
70.
400
239
±1
238
±2
235
±23
244
±3
238.
9±
1.0
NW
01-7
651
780.
110.
0515
7±
0.00
057
0.26
802
±0.
0031
80.
0377
5±
0.00
017
0.01
232
±0.
0002
00.
361
239
±1
241
±3
266
±25
247
±4
239.
0±
1.0
NW
01-2
142
211
40.
240.
0511
0±
0.00
056
0.26
603
±0.
0031
40.
0378
0±
0.00
016
0.01
201
±0.
0001
80.
370
239
±1
240
±3
245
±25
241
±4
239.
2±
1.0
NW
01-1
075
318
30.
220.
0510
4±
0.00
051
0.26
605
±0.
0028
80.
0378
8±
0.00
016
0.01
145
±0.
0001
80.
380
240
±1
240
±2
243
±23
230
±4
239.
7±
1.0
NW
01-1
485
866
0.07
0.05
132
±0.
0005
10.
2690
8±
0.00
294
0.03
810
±0.
0001
70.
0131
9±
0.00
021
0.42
024
1±
124
2±
225
5±
2326
5±
424
1.0
±1.
0N
W01
- 28
1073
640.
050.
0505
3±
0.00
056
0.26
583
±0.
0031
40.
0382
2±
0.00
016
0.01
273
±0.
0002
30.
35-1
242
±1
239
±3
219
±26
256
±5
241.
8±
1.0
NW
01- 1
365
945
0.06
0.05
088
±0.
0005
10.
2699
0±
0.00
292
0.03
855
±0.
0001
60.
0122
3±
0.00
022
0.38
024
4±
124
3±
223
5±
2324
6±
424
3.8
±1.
0N
W01
- 18
757
830.
100.
0509
9±
0.00
056
0.27
195
±0.
0032
00.
0387
6±
0.00
016
0.01
238
±0.
0001
70.
360
245
±1
244
±3
240
±25
249
±3
245.
1±
1.0
NW
01- 6
541
340.
060.
0509
0±
0.00
056
0.27
863
±0.
0033
80.
0397
7±
0.00
020
0.01
219
±0.
0002
10.
420
251
±1
250
±3
236
±25
245
±4
251.
0±
1.0
NW
01- 2
230
350
0.15
0.05
062
±0.
0006
60.
2794
0±
0.00
389
0.04
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±0.
0002
00.
0128
9±
0.00
022
0.35
-225
4±
125
0±
322
4±
3025
9±
425
4.0
±1.
0N
W01
- 26
445
60.
010.
0519
5±
0.00
060
0.29
618
±0.
0037
20.
0413
5±
0.00
024
0.01
299
±0.
0002
10.
451
261
±1
263
±3
283
±27
261
±4
261.
0±
1.0
NW
01- 8
512
510.
090.
0533
7±
0.00
160
0.38
560
±0.
0192
80.
0512
0±
0.00
205
0.02
025
±0.
0022
30.
803
322
±13
331
±14
345
±68
405
±44
322.
0±
13.0
NW
01- 2
328
525
0.08
0.05
991
±0.
0007
10.
5035
1±
0.00
657
0.06
095
±0.
0003
20.
0188
3±
0.00
016
0.44
838
1±
241
4±
460
0±
2637
7±
338
1.0
±2.
0N
W01
- 336
248
0.12
0.06
722
±0.
0007
10.
5814
1±
0.00
691
0.06
273
±0.
0003
20.
0191
2±
0.00
012
0.47
1639
2±
246
5±
484
5±
2238
3±
239
2.0
±2.
0N
W01
- 29
1814
0.70
0.07
662
±0.
0019
92.
0095
5±
0.06
012
0.19
023
±0.
0016
20.
0571
5±
0.00
046
0.38
011
23±
911
19±
2011
11±
5211
23±
911
11.0
±52
.0N
W01
-15
184
140.
070.
0924
2±
0.00
081
3.02
172
±0.
0289
00.
2371
4±
0.00
105
0.06
982
±0.
0003
30.
443
1372
±5
1413
±7
1476
±17
1364
±6
1476
.0±
17.0
NW
01-5
358
210.
050.
0993
6±
0.00
092
3.62
140
±0.
0468
70.
2647
4±
0.00
238
0.07
593
±0.
0012
10.
703
1514
±12
1554
±10
1612
±17
1479
±23
1612
.0±
17.0
Coo
rden
adas
UTM
: 353
3155
N, 2
9591
7E (D
ATU
M W
GS8
4)E
dad 2
06Pb
/238 U
med
ia p
onde
rada
=23
7.7
±0.
9(2
sigm
a, M
SWD
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.8, n
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462
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±0.
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NC
04-1
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±0.
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±0.
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±0.
9TA
NC
04-2
315
2363
30.
380.
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±0.
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±0.
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NC
04-2
115
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350.
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±0.
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±0.
9TA
NC
04-3
1825
639
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±0.
0005
20.
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±2
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1.0
TAN
C04
-12
835
232
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±0.
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20.
2590
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±5
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±1
233.
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1.0
TAN
C04
-914
8775
20.
460.
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±0.
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±0.
9TA
NC
04- 1
628
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480.
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±1.
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NC
04- 2
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±0.
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2.0
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±6
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C04
- 620
1789
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017
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±0.
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40.
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±1.
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±1.
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NC
04- 5
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04- 1
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±0.
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±39
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±6
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2.0
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C04
- 282
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70.
330.
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±2.
0TA
NC
04- 1
633
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0.31
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±0.
0010
20.
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±0.
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5.0
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±27
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±5
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5.0
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C04
- 20
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±0.
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10.
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0.00
037
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7.0
791
±15
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±41
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±7
759.
0±
7.0
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C04
- 713
883
0.55
0.06
992
±0.
0013
71.
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±0.
0013
70.
0437
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0.00
038
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±15
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±38
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±7
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8.0
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C04
- 24
136
120.
080.
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±0.
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±0.
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±6.
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NC
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±0.
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±8
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±20
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±0.
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20.
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0.00
303
0.03
018
±0.
0002
40.
0117
5±
0.00
019
0.54
219
2±
219
5±
322
9±
2723
6±
419
2.0
±2.
0Le
uco1
- 16
2485
404
0.15
0.05
060
±0.
0006
10.
2143
9±
0.00
310
0.03
065
±0.
0002
50.
0113
6±
0.00
017
0.55
119
5±
219
7±
322
3±
2622
8±
319
5.0
±2.
0Le
uco1
- 332
8265
40.
180.
0504
1±
0.00
060
0.21
743
±0.
0031
40.
0312
9±
0.00
025
0.01
281
±0.
0001
90.
571
199
±2
200
±3
214
±26
257
±4
199.
0±
2.0
Leuc
o1- 2
214
5514
60.
090.
0507
9±
0.00
071
0.24
348
±0.
0044
90.
0347
1±
0.00
042
0.01
217
±0.
0002
10.
650
220
±3
221
±4
231
±30
244
±4
220.
0±
3.0
Leuc
o1-1
311
5897
0.08
0.05
109
±0.
0008
20.
2499
4±
0.00
515
0.03
553
±0.
0004
60.
0119
2±
0.00
023
0.63
122
5±
322
7±
424
5±
3524
0±
522
5.0
±3.
0Le
uco1
-18
1313
740.
050.
0513
6±
0.00
067
0.25
213
±0.
0046
40.
0354
9±
0.00
046
0.01
170
±0.
0002
60.
711
225
±3
228
±4
257
±28
235
±5
225.
0±
3.0
Leuc
o1-5
706
370.
050.
0510
9±
0.00
072
0.25
377
±0.
0048
50.
0359
5±
0.00
047
0.01
147
±0.
0003
20.
681
228
±3
230
±4
245
±31
231
±6
228.
0±
3.0
Leuc
o1-1
1040
138
0.12
0.04
997
±0.
0007
50.
2506
0±
0.00
532
0.03
626
±0.
0005
40.
0118
3±
0.00
021
0.71
-123
0±
322
7±
419
4±
3323
8±
423
0.0
±3.
0Le
uco1
-30
4182
273
0.06
0.05
474
±0.
0009
20.
2900
7±
0.01
038
0.03
843
±0.
0010
40.
0120
0±
0.00
032
0.91
624
3±
625
9±
840
2±
3624
1±
624
3.0
±6.
0Le
uco1
- 31
932
328
0.32
0.05
324
±0.
0016
40.
2819
2±
0.01
003
0.03
841
±0.
0004
00.
0120
3±
0.00
012
0.58
424
3±
225
2±
833
9±
6624
2±
224
3.0
±2.
0Le
uco1
- 21
608
220.
030.
0502
5±
0.00
080
0.27
376
±0.
0049
20.
0393
7±
0.00
032
0.01
220
±0.
0004
00.
46-1
249
±2
246
±4
207
±35
245
±8
249.
0±
2.0
Leuc
o1- 1
224
86
0.02
0.05
193
±0.
0008
80.
2829
5±
0.00
555
0.03
953
±0.
0003
90.
0084
9±
0.00
053
0.50
125
0±
225
3±
428
2±
3617
1±
1125
0.0
±2.
0Le
uco1
- 19
336
30.
010.
0514
7±
0.00
103
0.28
706
±0.
0064
20.
0404
1±
0.00
040
0.01
450
±0.
0011
30.
450
255
±2
256
±5
262
±43
291
±23
255.
0±
2.0
Leuc
o1- 3
210
6527
0.02
0.05
475
±0.
0008
10.
3375
1±
0.00
818
0.04
471
±0.
0008
00.
0139
6±
0.00
026
0.79
428
2±
529
5±
640
2±
3128
0±
528
2.0
±5.
0Le
uco1
- 15
1343
111
0.08
0.05
279
±0.
0008
60.
3639
5±
0.00
880
0.05
000
±0.
0007
10.
0156
8±
0.00
025
0.73
031
5±
431
5±
732
0±
3531
4±
531
5.0
±4.
0Le
uco1
- 34
398
980.
230.
0554
9±
0.00
089
0.40
226
±0.
0078
10.
0524
4±
0.00
058
0.02
051
±0.
0003
70.
564
329
±4
343
±6
432
±34
410
±7
329.
0±
4.0
Leuc
o1- 2
682
717
50.
200.
0637
2±
0.00
083
0.57
933
±0.
0098
70.
0627
4±
0.00
069
0.01
334
±0.
0002
10.
6416
392
±4
464
±6
732
±26
268
±4
392.
0±
4.0
Leuc
o1-3
572
150
0.06
0.06
693
±0.
0008
00.
6271
5±
0.00
919
0.06
606
±0.
0005
50.
0167
3±
0.00
038
0.58
1741
2±
349
4±
683
6±
2333
5±
841
2.0
±3.
0Le
uco1
- 27
817
550.
060.
0664
2±
0.00
113
0.75
557
±0.
0369
70.
0825
0±
0.00
330
0.02
518
±0.
0010
00.
9411
511
±20
571
±21
820
±33
503
±20
511.
0±
20.0
Leuc
o1- 7
1043
101
0.09
0.07
930
±0.
0011
41.
0863
8±
0.02
679
0.09
935
±0.
0016
50.
0297
4±
0.00
050
0.77
1861
1±
1074
7±
1311
80±
2759
2±
1061
1.0
±10
.0Le
uco1
- 424
259
0.00
0.07
478
±0.
0008
11.
3563
7±
0.01
801
0.13
154
±0.
0010
00.
0396
2±
0.00
031
0.58
879
7±
687
0±
810
63±
2078
5±
679
7.0
±6.
0Le
uco1
- 20
563
510.
080.
0746
1±
0.00
082
1.70
430
±0.
0233
80.
1650
1±
0.00
135
0.05
071
±0.
0008
10.
602
985
±7
1010
±9
1058
±21
1000
±16
1058
±21
Leuc
o1-2
520
111
40.
520.
0835
5±
0.00
155
2.37
508
±0.
0673
60.
2061
6±
0.00
285
0.06
136
±0.
0007
90.
712
1208
±15
1235
±20
1282
±34
1204
±15
1282
±34
Leuc
o1-2
7549
0.60
0.08
378
±0.
0013
42.
4449
0±
0.04
613
0.21
172
±0.
0021
20.
0644
7±
0.00
110
0.53
112
38±
1112
56±
1412
87±
2912
63±
2112
87±
29Le
uco1
-676
871
0.09
0.08
424
±0.
0012
01.
4101
4±
0.03
667
0.12
141
±0.
0023
20.
0361
0±
0.00
070
0.83
1773
9±
1389
3±
1512
98±
2671
7±
1412
98±
26Le
uco1
-10
479
360.
070.
0914
1±
0.00
118
2.61
390
±0.
0500
20.
2074
0±
0.00
269
0.06
114
±0.
0007
90.
717
1215
±14
1305
±14
1455
±23
1199
±15
1455
±23
Leuc
o1-1
184
044
0.05
0.09
292
±0.
0011
12.
8186
0±
0.06
334
0.21
516
±0.
0040
90.
0634
0±
0.00
127
0.85
812
56±
2213
60±
1714
86±
2112
42±
2414
86±
21Le
uco1
-933
792
0.25
0.09
702
±0.
0011
63.
1882
0±
0.04
980
0.23
785
±0.
0023
80.
0685
7±
0.00
110
0.64
513
76±
1214
54±
1215
68±
2113
41±
2115
68±
21Le
uco1
-23
1286
205
0.15
0.09
975
±0.
0014
23.
1763
1±
0.08
116
0.23
095
±0.
0042
00.
0674
6±
0.00
121
0.81
813
39±
2214
51±
2016
19±
2513
19±
2316
19±
25Le
uco1
-33
306
137
0.41
0.10
352
±0.
0011
44.
2753
0±
0.05
866
0.29
893
±0.
0024
50.
0811
4±
0.00
122
0.60
016
86±
1216
89±
1116
88±
1915
77±
2316
88±
19
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: 353
1666
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9701
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Gra
nCen
4-10
1395
185
0.12
0.05
016
±0.
0012
00.
2208
8±
0.00
674
0.03
194
±0.
0003
40.
0100
8±
0.00
017
0.68
020
3±
220
3±
620
2±
5320
3±
320
3.0
±2.
0G
ranC
en4-
1313
1718
40.
120.
0519
1±
0.00
062
0.24
846
±0.
0035
60.
0347
4±
0.00
027
0.01
167
±0.
0001
60.
552
220
±2
225
±3
281
±26
235
±3
220.
0±
2.0
Gra
nCen
4-26
3218
269
0.07
0.05
203
±0.
0005
70.
2513
3±
0.00
340
0.03
499
±0.
0002
80.
0113
7±
0.00
020
0.59
322
2±
222
8±
328
7±
2422
9±
422
2.0
±2.
0G
ranC
en4-
1613
3797
0.06
0.05
157
±0.
0005
20.
2517
0±
0.00
339
0.03
534
±0.
0003
20.
0118
7±
0.00
018
0.66
222
4±
222
8±
326
6±
2223
9±
422
4.0
±2.
0G
ranC
en4-
1118
2017
40.
080.
0511
7±
0.00
049
0.25
055
±0.
0031
10.
0355
5±
0.00
028
0.01
191
±0.
0002
30.
641
225
±2
227
±3
248
±21
239
±5
225.
0±
2.0
Gra
nCen
4-27
2195
288
0.12
0.05
089
±0.
0004
90.
2513
6±
0.00
302
0.03
578
±0.
0002
50.
0115
5±
0.00
014
0.60
022
7±
222
8±
223
6±
2123
2±
322
7.0
±2.
0G
ranC
en4-
1429
5754
90.
160.
0645
9±
0.00
124
0.32
023
±0.
0074
50.
0359
6±
0.00
029
0.01
101
±0.
0001
20.
4819
228
±2
282
±6
761
±38
221
±2
228.
0±
2.0
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 583
Tabl
a SE
1. (C
ontin
uaci
ón).
Dat
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de
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(Ma)
(Ma)
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Gra
nCen
4-19
2162
253
0.10
0.05
089
±0.
0004
50.
2535
9±
0.00
295
0.03
610
±0.
0002
70.
0121
3±
0.00
013
0.65
022
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322
9.0
±2.
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712
9116
00.
110.
0534
1±
0.00
215
0.26
912
±0.
0117
00.
0365
4±
0.00
031
0.01
144
±0.
0001
10.
255
231
±2
242
±9
346
±87
230
±2
231.
0±
2.0
Gra
nCen
4-28
2326
241
0.09
0.05
109
±0.
0004
90.
2606
6±
0.00
316
0.03
694
±0.
0002
70.
0126
8±
0.00
043
0.61
023
4±
223
5±
324
5±
2125
5±
923
4.0
±2.
0G
ranC
en4-
2118
2232
60.
160.
0513
8±
0.00
051
0.26
327
±0.
0039
70.
0371
6±
0.00
030
0.01
169
±0.
0000
90.
661
235
±2
237
±3
258
±22
235
±2
235.
0±
2.0
Gra
nCen
4-3
1269
111
0.08
0.05
058
±0.
0005
60.
2617
4±
0.00
367
0.03
755
±0.
0003
30.
0116
4±
0.00
015
0.61
-123
8±
223
6±
322
2±
2423
4±
323
8.0
±2.
0G
ranC
en4-
811
2924
50.
190.
0509
5±
0.00
077
0.26
614
±0.
0059
20.
0378
8±
0.00
040
0.01
193
±0.
0001
20.
710
240
±3
240
±5
239
±33
240
±2
240.
0±
3.0
Gra
nCen
4-22
1200
216
0.16
0.05
108
±0.
0005
60.
2696
6±
0.00
373
0.03
834
±0.
0003
20.
0113
5±
0.00
014
0.61
024
3±
224
2±
324
4±
2422
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324
3.0
±2.
0G
ranC
en4-
116
5936
0.02
0.05
226
±0.
0009
90.
2803
1±
0.00
794
0.03
865
±0.
0008
10.
0142
4±
0.00
065
0.74
324
4±
525
1±
629
7±
4128
6±
1324
4.0
±5.
0G
ranC
en4-
590
213
40.
130.
0525
9±
0.00
068
0.28
394
±0.
0050
20.
0390
5±
0.00
047
0.01
193
±0.
0001
30.
683
247
±3
254
±4
311
±28
240
±3
247.
0±
3.0
Gra
nCen
4-24
508
147
0.26
0.05
375
±0.
0008
60.
2933
2±
0.00
537
0.03
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±0.
0003
50.
0118
5±
0.00
015
0.49
425
0±
226
1±
436
1±
3423
8±
325
0.0
±2.
0G
ranC
en4-
1574
414
20.
170.
0516
2±
0.00
077
0.28
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±0.
0048
90.
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7±
0.00
034
0.01
212
±0.
0002
20.
501
251
±2
253
±4
269
±32
243
±4
251.
0±
2.0
Gra
nCen
4-9
955
229
0.21
0.05
135
±0.
0006
70.
2817
8±
0.00
447
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±0.
0003
60.
0118
0±
0.00
014
0.57
025
1±
225
2±
425
7±
2823
7±
325
1.0
±2.
0G
ranC
en4-
1748
751
0.09
0.05
091
±0.
0010
70.
2885
6±
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646
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±0.
0003
20.
0113
8±
0.00
027
0.34
-125
9±
225
7±
523
7±
4622
9±
525
9.0
±2.
0G
ranC
en4-
1877
950
0.06
0.05
107
±0.
0006
10.
2893
4±
0.00
429
0.04
108
±0.
0003
60.
0134
0±
0.00
032
0.59
-126
0±
225
8±
324
4±
2626
9±
626
0.0
±2.
0G
ranC
en4-
210
1712
40.
110.
0543
0±
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065
0.31
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±0.
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1±
0.00
041
0.01
323
±0.
0001
90.
635
265
±3
279
±4
384
±25
266
±4
265.
0±
3.0
Gra
nCen
4-12
344
820.
210.
0589
4±
0.00
112
0.38
974
±0.
0087
60.
0478
6±
0.00
057
0.02
000
±0.
0004
80.
5310
301
±4
334
±6
565
±39
400
±10
301.
0±
4.0
Gra
nCen
4-6
1053
960.
080.
0542
6±
0.00
069
0.37
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±0.
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30.
0505
7±
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045
0.01
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±0.
0001
50.
612
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±3
326
±5
382
±27
317
±3
318.
0±
3.0
Gra
nCen
4-29
1245
154
0.11
0.06
585
±0.
0006
60.
5222
7±
0.00
696
0.05
625
±0.
0004
90.
0140
1±
0.00
018
0.66
1735
3±
342
7±
580
2±
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1±
435
3.0
±3.
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Gra
nCen
3-2
4178
555
0.12
0.05
880
±0.
0007
10.
2624
7±
0.00
398
0.03
245
±0.
0003
00.
0096
3±
0.00
025
0.60
1320
6±
223
7±
356
0±
2619
4±
520
6.0
±2.
0G
ranC
en3-
1817
0837
50.
200.
0509
7±
0.00
061
0.23
129
±0.
0031
00.
0329
2±
0.00
020
0.01
113
±0.
0002
00.
451
209
±1
211
±3
239
±28
224
±4
209.
0±
1.0
Gra
nCen
3-1
3122
413
0.12
0.05
135
±0.
0006
20.
2337
1±
0.00
322
0.03
301
±0.
0002
20.
0112
0±
0.00
021
0.48
220
9±
121
3±
325
7±
2822
5±
420
9.0
±1.
0G
ranC
en3-
1017
3632
40.
170.
0512
0±
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067
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±0.
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80.
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3±
0.00
021
0.01
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±0.
0002
00.
431
210
±1
213
±3
250
±30
225
±4
210.
0±
1.0
Gra
nCen
3-11
3206
194
0.05
0.05
259
±0.
0006
30.
2443
7±
0.00
338
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±0.
0002
30.
0107
6±
0.00
022
0.50
421
3±
122
2±
331
1±
2821
6±
421
3.0
±1.
0G
ranC
en3-
2619
4140
00.
180.
0504
7±
0.00
066
0.23
341
±0.
0033
70.
0335
5±
0.00
021
0.01
127
±0.
0002
00.
420
213
±1
213
±3
217
±30
227
±4
213.
0±
1.0
Gra
nCen
3-14
2159
446
0.18
0.04
996
±0.
0007
50.
2334
2±
0.00
444
0.03
388
±0.
0002
60.
0107
0±
0.00
008
0.56
-121
5±
221
3±
419
3±
3521
5±
221
5.0
±2.
0G
ranC
en3-
319
0215
50.
070.
0519
9±
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074
0.24
298
±0.
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60.
0339
0±
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023
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±0.
0000
80.
483
215
±1
221
±3
285
±33
214
±2
215.
0±
1.0
Gra
nCen
3-15
1356
400
0.26
0.05
045
±0.
0006
60.
2369
4±
0.00
354
0.03
401
±0.
0002
50.
0110
3±
0.00
019
0.48
021
6±
221
6±
321
6±
3122
2±
421
6.0
±2.
0G
ranC
en3-
2426
9950
00.
170.
0527
2±
0.00
098
0.24
803
±0.
0052
60.
0341
2±
0.00
021
0.01
070
±0.
0000
80.
454
216
±1
225
±4
317
±42
215
±2
216.
0±
1.0
Gra
nCen
3-30
1409
146
0.09
0.05
025
±0.
0006
50.
2354
7±
0.00
351
0.03
402
±0.
0002
50.
0109
6±
0.00
021
0.50
021
6±
221
5±
320
7±
3022
0±
421
6.0
±2.
0G
ranC
en3-
921
5316
60.
070.
0511
0±
0.00
061
0.24
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±0.
0033
60.
0341
7±
0.00
024
0.01
135
±0.
0002
50.
521
217
±1
219
±3
245
±28
228
±5
217.
0±
1.0
Gra
nCen
3-16
4418
209
0.04
0.05
162
±0.
0006
20.
2461
0±
0.00
352
0.03
458
±0.
0002
70.
0083
6±
0.00
028
0.54
221
9±
222
3±
326
9±
2816
8±
621
9.0
±2.
0G
ranC
en3-
2323
7660
50.
230.
0509
2±
0.00
061
0.24
216
±0.
0032
80.
0344
8±
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022
0.01
174
±0.
0002
10.
470
219
±1
220
±3
237
±28
236
±4
219.
0±
1.0
Gra
nCen
3-17
1931
411
0.19
0.05
084
±0.
0006
10.
2430
2±
0.00
336
0.03
467
±0.
0002
40.
0116
0±
0.00
020
0.50
022
0±
122
1±
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422
0.0
±1.
0G
ranC
en3-
2523
9818
70.
070.
0506
2±
0.00
061
0.24
471
±0.
0034
10.
0350
3±
0.00
025
0.01
253
±0.
0002
40.
500
222
±2
222
±3
224
±28
252
±5
222.
0±
2.0
Gra
nCen
3-22
2437
383
0.14
0.05
110
±0.
0006
10.
2483
6±
0.00
346
0.03
524
±0.
0002
50.
0117
6±
0.00
021
0.52
122
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222
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2823
6±
422
3.0
±2.
0G
ranC
en3-
513
1391
0.06
0.05
058
±0.
0007
10.
2467
6±
0.00
404
0.03
541
±0.
0003
00.
0119
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0.00
026
0.51
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±0.
0034
70.
0353
6±
0.00
025
0.01
214
±0.
0002
20.
521
224
±2
226
±3
251
±28
244
±4
224.
0±
2.0
Gra
nCen
3-8
1754
159
0.08
0.05
181
±0.
0006
70.
2525
6±
0.00
377
0.03
535
±0.
0002
60.
0121
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0.00
024
0.50
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±0.
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60.
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±0.
0013
60.
513
224
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±30
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224.
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2.0
Gra
nCen
3-4
9508
958
0.09
0.05
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±0.
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30.
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±0.
0003
50.
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±0.
0037
30.
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0.00
028
0.01
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±0.
0002
00.
51-1
226
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223
±3
193
±30
228
±4
226.
0±
2.0
Gra
nCen
3-12
1785
115
0.06
0.05
131
±0.
0006
70.
2539
6±
0.00
373
0.03
588
±0.
0002
40.
0124
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3025
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±1.
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±0.
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0.01
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±0.
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227
±2
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±36
227
±2
227.
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Gra
nCen
3-20
1106
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0.11
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±0.
0007
10.
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Gra
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3-6
1326
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±0.
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Gra
nCen
3-27
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Arvizu e Iriondo584584
1. Muestreo y preparación para análisis geocronológicos
Con base en el estudio cartográfico realizado para reconocer las diferentes unidades geológicas, se realizó un extenso muestreo de las rocas representativas de la Sierra Los Tanques para llevar a cabo estudios geocronológicos. Las muestras se procesaron en los laboratorios del Centro de Geociencias (CGEO), UNAM, Campus Juriquilla, Querétaro (Taller de Molienda, Laboratorio de Separación de Minerales, etc.).
2. Preparación y caracterización de zircones para análisis geocronológicos U-Pb
Los zircones fueron obtenidos de muestra de roca pulverizada usando una combinación de técnicas convencionales de separación magnética y líquidos pesados empleadas en el Laboratorio de Separación Mineral del Centro de Geociencias, UNAM, Campus Juriquilla, Querétaro. Alrededor de cien granos de zircón de cada muestra fueron seleccionados cuidadosamente bajo un microscopio binocular con la finalidad de asegurarnos que los cristales fueran representativos de varias poblaciones de zircones (tamaño, forma y color) para después ser montados en una resina epóxica y, posteriormente, desbastados hasta exponer una superficie lo más cercana posible a la mitad ecuatorial de los zircones. Antes de los análisis in situ por ablación láser, las superficies pulidas de los granos de zircón fueron fotografiadas en el Denver Microbeam Laboratory del U.S. Geological Survey en Denver, Colorado, usando un microscopio electrónico de barrido (SEM; Scanning Electron Microscope) marca JEOL 5800LV con detector de cátodoluminiscencia (imágenes SEM-CL). También se obtuvieron imágenes de luz reflejada y transmitida utilizando un microscopio óptico convencional marca Olympus en el Centro de Geociencias, UNAM. Las imágenes de cátodoluminiscencia, luz reflejada y transmitida fueron obtenidas con el propósito de caracterizar la estructura interna de los zircones y elegir los sitios potenciales para los análisis de U-Pb, observando el zoneamiento relacionado a los cambios de composición química de los zircones para poder detectar posibles inclusiones, sobrecrecimientos metamórficos o herencias que cambiarían el sentido de la interpretación de los datos analíticos. Esta es una herramienta ventajosa para interpretar las edades obtenidas.
3. Geocronología U-Pb en zircones por LA-ICP-MS
Los análisis isotópicos de U-Pb en zircones fueron realizados en el Laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI) en el Centro de Geociencias (CGEO), UNAM, Campus
Juriquilla, Querétaro, utilizando la técnica de ablación láser (LA-ICP-MS). En la actualidad, está técnica de microanálisis y fechamiento es ventajosa ya que permite hacer mediciones isotópicas de alta precisión y rapidez para obtener edades y concentraciones geoquímicas en materiales geológicos.
El LEI cuenta con un sistema de ablación láser modelo Resolution M50 de la marca “Resonetics” compuesto por un láser LPX 220 tipo excímero de 193 nm de longitud de onda utilizando una mezcla de fluoruro de argón (ArF) para generar la pulsación. Este se encuentra acoplado a un espectrómetro de masas (ICP-MS) tipo quadrupolo marca “Thermo X-Series”. El sistema fue recientemente descrito por Solari et al. (2010), quienes presentaron la metodología para los análisis isotópicos U(Th)-Pb en zircones. Sin embargo, a continuación presentamos de manera breve la metodología básica utilizada en el LEI.
Previo a la medición isotópica, las muestras (probeta con zircones) se limpiaron con HNO3 1M con la finalidad de eliminar o minimizar cualquier posible contaminación por la presencia de Pb común en la superficie de los granos. La ablación láser se realiza en una celda de nueva generación de doble volumen que puede alojar hasta 4 probetas con muestras. Los cristales de zircón fueron ablacionados dentro de esta celda en una atmósfera de He, la cual proporciona una condición óptima para este proceso (Horn y Günther, 2003). Primeramente, el haz del láser incide sobre la superficie del cristal con una energía de ~ 130 − 140 mJ y a una tasa de repetición de 5 Hz creando un hoyo provocado por la volatilización de un área del zircón (spot o punto de análisis) de ~ 33 μm de diámetro y de ~ 25 μm de profundidad para obtener un total de ~ 75 − 85 ng de masa ablacionada durante cada análisis. La ablación se lleva a cabo por alrededor de 30 segundos con el fin de minimizar la profundidad del hoyo de ablación y, de la misma manera, el fraccionamiento elemental. Posteriormente, el material ablacionado (vaporizado) es evacuado de la celda de ablación y transportado al espectrómetro de masas en un flujo de He y N2 mezclado con gas Ar (flujos de gas optimizados diariamente) para después ser analizado.
En el caso de los análisis en zircones, una secuencia típica de medición por ablación láser en el LEI inicia con el análisis de dos muestras de referencia certificada (vidrios estándar NIST SRM 610), seguido por cinco análisis de material de referencia natural cuya composición y/o edad han sido ya publicadas (zircón estándar Pleŝovice; Sláma et al., 2008) y finalmente cinco zircones de edad desconocida. Posteriormente, se hace una medición de esta muestra natural de zircón estándar Pleŝovice después de cada cinco mediciones en muestras desconocidas. El experimento finaliza con dos zircones estándar y un vidrio NIST. Esta secuencia es de gran importancia y conocida como un método estándar para poder realizar la corrección
Anexo. Suplemento electrónico. Técnicas analíticas.
Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia 585
por fraccionamiento de masa y deriva instrumental (e.g., Jackson et al., 1992, 1996; Gehrels et al., 2008; Solari et al., 2010). Los análisis del vidrio NIST son utilizados para calcular las concentraciones correctas de U y Th, además de las otras concentraciones de elementos traza y tierras raras medidas durante cada análisis, mientras que los análisis del estándar de zircón Pleŝovice son usados para recalcular las relaciones isotópicas.
La calibración de los datos y correcciones por deriva instrumental (drift) fueron basadas en los estándares de zircón Pleŝovice obtenidos de una granulita potásica que tiene una edad 206Pb/238U concordante con una media ponderada de 337.13 ± 0.37 Ma obtenida utilizando la técnica de dilución isotópica y espectrometría de masas por ionización térmica (ID-TIMS) (Sláma et al., 2008).
Los datos isotópicos fueron adquiridos utilizando el software analítico Thermo PlasmaLab con resolución temporal, permitiendo que las relaciones isotópicas sean calculadas de los datos adquiridos en un intervalo de tiempo específico.
Durante el análisis de cada zircón los isótopos de interés principal para el fechamiento U-Pb como 206Pb, 207Pb, 208Pb, 232Th y 238U fueron determinados, además de otros isótopos importantes como 29Si, 31P, 49Ti, 89Y, 91Zr, 139La, 140Ce, 147Sm, 153Eu, 163Dy, 175Lu y 177Hf. Por ejemplo, el silicio y el zirconio son usados como elementos estándar internos para la cuantificación del contenido de elementos traza, considerando su concentración estequiométrica en el zircón, mientras que elementos como el P, Ti e Y, además de algunas tierras raras, son monitoreados como indicadores de la presencia de inclusiones dentro de los zircones (p.ej., monazita, apatito o titanita), las cuales podrían modificar las relaciones U(Th)-Pb del zircón y proporcionar edades equívocas y mediciones erróneas como en el caso de la presencia de Pb común.
Debido a que el trabajo analítico requiere de una precisa y sistemática reducción de los datos, cálculo de edades y concentraciones elementales de los zircones analizados, en el LEI (UNAM) se ha desarrollado el software “UPb.age” para facilitar a los usuarios una rápida y transparente reducción de datos para los fechamientos U(Th)-Pb por LA-ICPMS (Solari y Tanner, 2011). “UPb.age” fue escrito en R, un software libre de lenguaje y entorno de programación para análisis estadístico y gráfico. Un sencillo script llamado “file.trans” es distribuido junto con el “UPb.age”, el cual convierte los datos producidos de los análisis por ablación láser grabados por el Thermo PlasmaLab (csv, comma-separated-value) a un formato de archivo uniforme que pude leer fácilmente el “UPb.age”.
Con una serie de comandos introducidos por el usuario, el “UPb.age” aplica diferentes correcciones y, además, recalcula las relaciones U(Th)-Pb, errores y coeficientes de correlación. El “UPb.age” realiza automáticamente el proceso de integración de las señales del ICP-MS y su respectiva corrección por blancos. También identifica, mediante regresión matemática, posibles outliers e
inclusiones y los presenta para que éstos sean evaluados por el usuario. El software también ofrece la capacidad de corrección por deriva instrumental usando un modelo linear.
Los resultados y datos generados de los análisis isotópicos después de los diferentes pasos realizados en el proceso de reducción utilizando el “UPb.age” son automáticamente guardados como archivos csv (data.csv y results.csv). Estos archivos contienen información importante como, por ejemplo, las relaciones corregidas de 207Pb/235U, 206Pb/238U, 208Pb/232Th y 207Pb/206Pb con sus respectivos errores estándar reportados a 1 sigma.
Los archivos csv fueron procesados en un programa macro (in house) de Excel desarrollado en el LEI, el cual permite al operador ordenar automáticamente los datos, hacer una corrección por Pb común y generar una tabla de datos lista para publicar con las relaciones isotópicas y edades; también como recalcular las concentraciones de elementos traza y mayores de los zircones analizados y producir un diagrama de REE normalizado a condrita con los datos obtenidos. Las relaciones isotópicas son corregidas por Pb común utilizando la metodología algebraica propuesta por Andersen (2002) para recalcular posteriormente las edades obtenidas. Las edades fueron calculadas y graficadas en diagramas de concordia usando el programa computacional Isoplot 3.0 (add in para Excel) (Ludwig, 2003).
4. Imágenes de Cátodoluminiscencia de zircones
La caracterización de zircones por técnicas de microscopía de luz transmitida y reflejada, además de Cátodoluminiscencia (Cathodoluminescence; CL), es fundamental para poder diseñar los experimentos de geocronología de U-Pb en zircones utilizando la técnica LA-MC-ICPMS (Laser Ablation-Multi-collector-Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry) y/o SHRIMP-RG (Sensitive High Resolution Ion Micro Probe-Reverse Geometry; Micro Sonda Iónica de Alta Resolución Sensible de Geometría Inversa).
La CL a partir de zircones montados en probetas de resina epóxy doblemente pulidas nos permite obtener imágenes de zoneamientos minerales del zircón, que en ocasiones, por si solos, proporcionan información fundamental para entender los procesos de formación de los mismos. Por ejemplo, es posible identificar semillas dentro de los granos únicos de zircón, que de forma preliminar se pueden interpretar como herencia de zircones más antiguos en los que se han nucleado nuevas generaciones de zircón. En ocasiones, también se aprecian bandeados de crecimiento característicos de zircones generados a partir de magmas. Por último, también se pueden observar recrecimientos de zircón que pudieran indicar recrecimientos asociados a metamorfismo. En ocasiones, estas relaciones de crecimiento de zircones nos permiten establecer la edad relativa de estos; sin embargo, son necesarios los fechamientos de U-Pb para establecer la
Arvizu e Iriondo586586
edad absoluta de los mismos. La cátodoluminiscencia es una herramienta importante
en la geocronología U-Pb en zircones ya que el estudio de estas imágenes ayudan a decidir el lugar en donde se muestreará el zircón (núcleo o periferia, etc.), ya sea por la técnica de ablación láser o por la técnica de microsonda iónica.
En el siguiente apartado de geocronología se muestran imágenes de cátodoluminiscencia de algunos zircones para cada muestra de roca fechada de la Sierra Los Tanques, NW de Sonora, donde se presenta el lugar de ablación y la edad para ese punto en el zircón.
Las imágenes fueron tomadas en el U.S. Geological Survey de Denver, Colorado, utilizando un microscopio electrónico de barrido (SEM) marca JEOL modelo 5600. Estos estudios fueron supervisados por la Dra. Heather Lowers con ayuda de Dr. Daniel Miggins, ambos empleados del U.S. Geological Survey.
Referencias
Andersen, T., 2002, Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb: Chemical Geology, 192, 59-79.
Gehrels, G.E., Valencia, V.A., Ruiz, J., 2008, Enhanced precision, accuracy, efficiency, and spatial resolution of U-Pb ages by laser ablation–multicollector–inductively coupled plasma–mass spectrometry: Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 9(3), 1-13.
Horn, I., Günther, D., 2003, The influence of ablation carrier gasses Ar, He, and Ne on the particle size distribution and transport efficiencies of laser ablation-induced aerosols: Implications for LA-ICP-MS: Applied Surface Science, 207, 144-157.
Jackson, S.E., Longerich, H.P., Dunning, R., Fryer, B.J., 1992, The application of laser-ablation microprobe-inductively coupled plasma mass spectrometry LAM-ICP-MS to in situ trace element determinations in minerals: Canadian Mineralogist, 30,1049-1064.
Jackson, S.E., Longerich, H.P., Horn, I., Dunning, R., 1996, The application of laser ablation microprobe (LAM)-ICP-MS to in situ U-Pb zircon geochronology: Journal of Conference Abstracts, 1, 283.
Ludwig, K.R., 2003, ISOPLOT, A geochronological toolkit for Microsoft Excel, Version 3.00: Berkeley Geochronology Center Special Publication 4, 70 p.
Sláma, J., Koŝler, J., Condon, D.J., Crowley, J.L., Gerdes, A., Hanchar, J.M., Horstwood, M.S.A., Morris, G.A., Nasdala, L., Norberg, N., Schaltegger, U., Schoene, B., Tubrett, M.N., Whitehouse, M.J., 2008, Pleŝovice zircon — A new natural reference material for U-Pb and Hf isotopic microanalysis: Chemical Geology, 249, 1-35.
Solari, L.A., Tanner, M., 2011, UPb.age, a fast data reduction script for LA-ICP-MS U-Pb geochronology: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 28(1), 83-91.
Solari, L.A., Gómez-Tuena, A., Bernal, J.P., Pérez-Arvizu, O., Tanner, M., 2010, U-Pb zircon geochronology by an integrated LA-ICPMS microanalytical workstation: achievements in precision and accuracy: Geostandards and Geoanalytical Research, 34(1), 5-18.
Manuscrito recibido: Febrero 7, 2015Manuscrito corregido recibido: Julio 10, 2015Manuscrito aceptado: Julio 15, 2015