Control temporal y geología del magmatismo Permo …boletinsgm.igeolcu.unam.mx/bsgm/vols/epoca04/6703/(16)Arvizu.pdf · 546. Arvizu e Iriondo. 1. Introducción El arco magmático

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.

* [email protected]

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.


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”

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113°W114°W

ÁreaFigura 2

2

44

2

Sierra Pinta

Sierra San Francisco

Sierra Enterrada

Sierra Blanca

De

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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


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

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TvR

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P-TOrtoKsMicro

P-TGtdsP-TGtds

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KsGran KsGran

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Qal-eo-gTrGran

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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



Lukeville


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

éa

no

Pa

cí �

co

Norteamérica

SierraLos Tanques

Figura 2

P-TGtds

TvR

PaleGn-E

KsGran

KsGranP-TGtds


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).

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




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


ESTADOS UNIDOS DE AMÉRICA

1 kmDatum WGS84

300

300

300

300

300

300

300

300

300

55º45º

30º

39º

30º

55º

60º

57º

47º 55º

50º

45º

50º

55º

50º

40º

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60º

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33º

47º

35º

50º

50º

54º

50º37º

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50º

50º 40º 53º

52º

53º

62º

58º53º

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52º48º

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50º

45º25º70º

43º45º

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35º25º45º

33º

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55º

55º

55º

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60º

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55º

70º

61º 33º45º

70º

53º

50º

30º57º

44º48º

48º

55º60º

55º44º

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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

47º

40º60º

30º55º

51º

40º

43º

35º 33º44º

45º55º

45º

35º

30º 35º

25º47º

50º 50º

55º

38º

35º 55º 35º

37º

40º

45º

50º

33º

47º

35º

50º

53º

38º

40º 45º

47º

53º50º

41º

43º

40º

50º

39º

30º

35º

45º

41º

35º

33º

39º

30º

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

51º

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

CG09-10254 ± 3 Ma

MICRO-3243 ± 2 Ma

TANW09-081726 ± 14 Ma

TANW09-06257 ± 5 Ma

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


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

TRvolc

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.


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

o

Pa

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

80º

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

50º

63º

50º

61º

60º

65º

55º

70º

80º

50º

73º 59º

65º

65º

60º57º

55º

47º 45º57º

51º

55º

55º50º

63º

50º

60º

50º

47º

45º

65º

67º

66º

60º 65º

57º

50º

60º

65º

53º

59º

63º

59º

45º51º

53º55º

63º

60º

50º

57º61º

55º45º

50º 57º60º

50º45º50º

60º

45º

41º

50º

60º

64º 63º

55º

50º

47º

65º

57º

50º

63º 60º

55º

60º57º 53º

55º

58º

51º

45º

50º

65º

50º

60º

57º

55º

55º

60º

65º

70º

60º

50º

60º

61º

45º

50º

48º51º

55º55º45º

40º

47º

50º

53º

60º

61º

65º

67º

70º

50º

55º

55º

60º

60º

65º

45º

50º

60º

50º

51º

65º

61º

25º

50º

60º

67º

63º

65º 70º

55º

75º 80º73º

60º

69º

67º

65º

55º

50º

71º

75º

64º

61º

70º

60º

51º57º

50º

60º

63º60º

66º

65º

55º

65º

45º

40º35º35º

44º

45º67º

63º

65º

55º41º

45º

70º

55º

63º

50º55º

45º

45º

40º

55º

30º

35º 34º

59º

56º

80º45º

49º

70º

48º

86º

35º

65º26º

50º

50º60º45º

55º

56º

67º

77º60º

50º48º

58º70º

64º

73º62º

78º

82º

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



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,


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.


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.


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.


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.).


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.


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-


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


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


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


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


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 + 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


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


CG09-10

Monzogranito de biotita NW Sierra Los Tanques

A) B)elipses 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


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


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


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)


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


GranCen-5

Granodiorita leucocrática de biotita Centro Sierra Los Tanques

A) B)elipses de error a 2-sigma

231233235237239241243245247249



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)


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


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


238 ± 1 Ma (2s)MSWD = 1.8 (n = 12)


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


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


Pérdida de Pb


Pérdida de Pb

núcleo heredado + borde

núcleo + borde?

D)

H)

L)


= 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


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


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


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)


MSWD = 1.8 (n = 5)


221.1 ± 1.7 Ma (2s)MSWD = 2.0 (n = 9)


224 ± 3 Ma (2s)MSWD = 1.8 (n = 5)


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



Pérdida de Pb

núcleo heredado + borde

núcleo + borde?

D)

G)

J)


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


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)


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


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.


10000

8000

6000

4000

2000

0

U (p

pm)

0.8

0.6

0.4

0.2

0.0200 220 240 260 280 300


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


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


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


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

í�

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


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


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


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


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

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Núm

ero

U#

Th#

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NW

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619

9723

70.

110.

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0±

0.00

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±0.

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50.

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2±

0.00

030

0.01

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±0.

0001

80.

632

209

±2

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±3

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±25

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±4

209.

0±

2.0

NW

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30.

120.

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0.00

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±0.

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±0.

0000

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±2

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±27

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±2

217.

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2.0

NW

06-3

2097

134

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±0.

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0.00

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±0.

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3±

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3±

424

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±4.

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±0.

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±3

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±28

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±4

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3.0

NW

06-2

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711

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140.

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0.00

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2.0

NW

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2.0

NW

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NW

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2.0

NW

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210

6517

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2.0

NW

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2.0

NW

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2.0

NW

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2.0

NW

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0.00

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±2

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±3

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0±

2.0

NW

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±0.

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2±

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±2

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±18

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±3

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0±

2.0

NW

06-2

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40.

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0.00

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0.00

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±0.

0001

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±2

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±18

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±4

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2.0

NW

06-2

215

4241

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250.

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0.00

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±0.

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4±

0.00

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0.01

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±0.

0002

20.

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±5

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±30

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±4

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0±

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06-7

369

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0.00

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±0.

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0.00

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0.02

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±0.

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50.

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±17

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±17

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17.0

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±0.

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30.

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1.98

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5±

0.00

453

0.04

840

±0.

0013

60.

9412

976

±25

1112

±23

1386

±23

955

±26

1386

±23

NW

06-1

464

218

40.

260.

0920

9±

0.00

115

2.47

324

±0.

0480

60.

1947

9±

0.00

217

0.05

738

±0.

0006

20.

749

1147

±12

1264

±14

1469

±23

1128

±12

1469

±23

NW

06-1

044

683

0.17

0.09

526

±0.

0014

32.

2807

6±

0.06

480

0.17

365

±0.

0034

60.

0509

7±

0.00

099

0.84

1410

32±

1912

06±

2015

33±

2810

05±

1915

33±

28N

W06

-441

278

0.17

0.09

580

±0.

0011

52.

8377

0±

0.07

362

0.20

990

±0.

0048

30.

0633

2±

0 .00

133

0.89

1012

28±

2613

66±

1915

44±

2112

41±

2515

44±

21N

W06

-18

423

104

0.23

0.09

714

±0.

0011

92.

8814

9±

0.05

680

0.21

514

±0.

0026

00.

0630

1±

0.00

074

0.77

912

56±

1413

77±

1515

70±

2212

35±

1415

70±

22N

W06

-13

277

810.

270.

1013

3±

0.00

111

3.51

750

±0.

0654

30.

2486

6±

0.00

373

0.07

514

±0.

0015

80.

816

1432

±19

1531

±15

1649

±20

1464

±30

1649

±20

NW

06-1

590

220

70.

210.

1041

6±

0.00

099

4.18

490

±0.

0577

20.

2903

9±

0.00

290

0.08

278

±0.

0012

40.

722

1643

±14

1671

±11

1700

±17

1608

±23

1700

±17

Coo

rden

adas

UTM

: 353

5040

N, 2

9587

5E (D

ATU

M W

GS8

4)E

dad 2

06Pb

/238 U

med

ia p

onde

rada

=25

6.5

±4.

9(2

sigm

a, M

SWD

= 2

.4, n

= 4

)

Mue

stra

Gne

isSu

r-1

G

neis

de

biot

ita

(Su

r Sie

rra

Los T

anqu

es)

Pr

obet

a H

ARIM

-9 (J

unio

201

0)

Gne

isSu

r1-2

6125

286

0.04

0.05

513

±0.

0017

20.

0017

2±

0.00

698

0.02

082

±0.

0005

60.

0064

9±

0.00

018

0.82

1113

3±

414

9±

641

8±

6713

1±

413

3.0

±4.

0G

neis

Sur1

-30

1587

140.

010.

0513

8±

0.00

064

0.00

064

±0.

0037

50.

0357

2±

0.00

032

0.01

124

±0.

0001

50.

581

226

±2

229

±3

258

±28

226

±3

226.

0±

2.0

Gne

isSu

r1-1

915

3427

0.02

0.05

110

±0.

0006

10.

0006

1±

0.00

370

0.03

677

±0.

0003

00.

0115

8±

0.00

015

0.58

023

3±

223

4±

324

5±

2623

3±

323

3.0

±2.

0G

neis

Sur1

-14

1241

220.

020.

0521

2±

0.00

065

0.00

065

±0.

0040

40.

0383

7±

0.00

031

0.01

205

±0.

0002

50.

562

243

±2

247

±3

291

±27

242

±5

243.

0±

2.0

Gne

isSu

r1-1

762

14

0.01

0.05

307

±0.

0010

10.

0010

1±

0.00

593

0.03

949

±0.

0003

90.

0123

8±

0.00

016

0.45

325

0±

225

8±

533

2±

4124

9±

325

0.0

±2.

0G

neis

Sur1

-25

930

331

0.32

0.05

327

±0.

0006

40.

0006

4±

0.00

459

0.03

995

±0.

0004

00.

0128

5±

0.00

019

0.64

325

3±

226

1±

434

0±

2625

8±

425

3.0

±2.

0G

neis

Sur1

-995

99

0.01

0.05

300

±0.

0006

60.

0006

6±

0.00

407

0.04

017

±0.

0003

00.

0125

9±

0.00

012

0.50

325

4±

226

1±

332

9±

2725

3±

225

4.0

±2.

0G

neis

Sur1

-18

834

50.

010.

0521

6±

0.00

068

0.00

068

±0.

0042

60.

0402

8±

0.00

028

0.01

594

±0.

0008

10.

461

255

±2

258

±3

292

±29

320

±16

255.

0±

2.0

Gne

isSu

r1-1

691

012

0.01

0.05

257

±0.

0006

30.

0006

3±

0.00

422

0.04

053

±0.

0003

20.

0191

3±

0.00

063

0.55

225

6±

226

2±

331

0±

2638

3±

1225

6.0

±2.

0G

neis

Sur1

-26

1028

210.

020.

0524

2±

0.00

068

0.00

068

±0.

0046

60.

0407

9±

0.00

037

0.01

817

±0.

0005

30.

572

258

±2

262

±4

304

±28

364

±11

258.

0±

2.0

Gne

isSu

r1-8

702

50.

010.

0516

5±

0.00

072

0.00

072

±0.

0044

10.

0408

2±

0.00

028

0.01

283

±0.

0003

40.

460

258

±2

259

±3

270

±30

258

±7

258.

0±

2.0

Gne

isSu

r1-2

264

19

0.01

0.05

222

±0.

0007

80.

0007

8±

0.00

495

0.04

104

±0.

0003

00.

0204

1±

0.00

065

0.45

225

9±

226

3±

429

5±

3340

8±

1325

9.0

±2.

0G

neis

Sur1

-24

684

60.

010.

0513

4±

0.00

062

0.00

062

±0.

0040

40.

0415

7±

0.00

028

0.01

387

±0.

0006

50.

480

263

±2

262

±3

256

±27

278

±13

263.

0±

2.0

Gne

isSu

r1-1

511

0213

0.01

0.05

413

±0.

0007

00.

0007

0±

0.00

556

0.04

203

±0.

0005

00.

0500

0±

0.00

250

0.68

426

5±

327

7±

437

6±

2898

6±

4826

5.0

±3.

0G

neis

Sur1

-568

86

0.01

0.05

232

±0.

0007

30.

0007

3±

0.00

474

0.04

189

±0.

0002

90.

0262

8±

0.00

226

0.45

126

5±

226

9±

429

9±

3052

4±

4526

5.0

±2.

0G

neis

Sur1

-666

611

0.01

0.05

349

±0.

0006

60.

0006

6±

0.00

424

0.04

213

±0.

0002

90.

0131

9±

0.00

010

0.48

326

6±

227

5±

335

0±

2726

5±

226

6.0

±2.

0G

neis

Sur1

-377

09

0.01

0.05

263

±0.

0006

80.

0006

8±

0.00

471

0.04

226

±0.

0003

50.

0157

0±

0.00

107

0.54

226

7±

227

2±

431

3±

2831

5±

2126

7.0

±2.

0G

neis

Sur1

-13

681

110.

010.

0515

7±

0.00

072

0.00

072

±0.

0047

50.

0425

6±

0.00

030

0.01

799

±0.

0005

00.

460

269

±2

268

±4

266

±31

360

±10

269.

0±

2.0

Gne

isSu

r1-2

798

288

0.08

0.05

475

±0.

0010

40.

0010

4±

0.01

209

0.04

324

±0.

0013

40.

0232

2±

0.00

151

0.85

627

3±

829

1±

940

2±

4146

4±

3027

3.0

±8.

0G

neis

Sur1

-10

1308

510.

030.

0544

5±

0.00

065

0.00

065

±0.

0046

50.

0436

5±

0.00

033

0.02

641

±0.

0006

30.

545

275

±2

288

±4

390

±26

527

±12

275.

0±

2.0

Gne

isSu

r1-2

982

320

0.02

0.05

202

±0.

0006

20.

0006

2±

0.00

452

0.04

431

±0.

0003

60.

0139

2±

0.00

017

0.58

028

0±

228

0±

328

6±

2627

9±

328

0.0

±2.

0G

neis

Sur1

-11

668

120.

020.

0558

2±

0.00

110

0.00

110

±0.

0073

70.

0448

7±

0.00

033

0.01

398

±0.

0008

20.

456

283

±2

301

±6

445

±42

281

±16

283.

0±

2.0

Gne

isSu

r1-4

780

130.

020.

0576

2±

0.00

093

0.00

093

±0.

0063

30.

0454

0±

0.00

033

0.01

409

±0.

0003

00.

469

286

±2

313

±5

515

±34

283

±6

286.

0±

2.0

Gne

isSu

r1-2

174

530

0.04

0.05

332

±0.

0009

50.

0009

5±

0.00

861

0.04

912

±0.

0006

70.

0153

8±

0.00

034

0.74

130

9±

431

3±

634

3±

3930

9±

730

9.0

±4.

0

Tabl

a SE

1. D

atos

ana

lític

os d

e U

-Th-

Pb o

bten

idos

por

LA

-IC

P-M

S en

zirc

ones

de

gran

itoid

es p

erm

o-tri

ásic

os d

e Si

erra

Los

Tan

ques

, NW

Son

ora,

Méx

ico.


Tabl

a SE

1. (C

ontin

uaci

ón).

Dat

os a

nalít

icos

de

U-T

h-Pb

obt

enid

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or L

A-I

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MS

en z

ircon

es d

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anito

ides

per

mo-

triás

icos

de

Sier

ra L

os T

anqu

es, N

W S

onor

a, M

éxic

o.N

úmer

oU

#Th

#Th

/U20

7 Pb/

erro

r20

7 Pb/

erro

r20

6 Pb/

erro

r20

8 Pb/

erro

rR

ho%

20

6 Pb/

erro

r20

7 Pb/

erro

r20

7 Pb/

erro

r20

8 Pb/

erro

r20

7 Pb/20

6 Pber

ror

206 Pb

/238 U

erro

rde

aná

lisis

(ppm

)(p

pm)

206 Pb

†(a

bs)*

235 U

†(a

bs)*

238 U

†(a

bs)*

232 Th

†(a

bs)*

disc

.**23

8 U(M

a)*

235 U

(Ma)

*20

6 Pb

(Ma)

*23

2 Th(M

a)*

Edad

(Ma)

(Ma)

*Ed

ad (M

a)(M

a)*

Gne

isSur

1-12

437

670.

140.

0553

9±

0.00

083

0.00

083

±0.

0074

40.

0589

1±

0.00

041

0.02

357

±0.

0003

80.

422

369

±2

378

±5

428

±32

471

±8

369.

0±

2.0

Gne

isSur

1-1

332

630.

170.

0557

0±

0.00

095

0.00

095

±0.

0089

60.

0590

3±

0.00

059

0.02

173

±0.

0003

90.

503

370

±4

380

±6

440

±36

435

±8

370.

0±

4.0

Gne

isSur

1-20

539

540.

090.

0783

1±

0.00

189

0.00

189

±0.

0216

60.

0736

4±

0.00

061

0.02

207

±0.

0010

40.

5723

458

±4

594

±12

1155

±46

441

±21

458.

0±

4.0

Gne

isSur

1-28

955

251

0.24

0.07

547

±0.

0009

10.

0009

1±

0.01

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0

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rden

adas

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N, 3

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ATU

M W

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ia p

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TA

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1

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gran

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)

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17SE

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614

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1562

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rden

adas

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M W

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)

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-15

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CG10

-953

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-12

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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


Tabl

a SE

1. (C

ontin

uaci

ón).

Dat

os a

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U-T

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a, M

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#Th

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r20

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erro

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6 Pb/

erro

r20

8 Pb/

erro

rR

ho%

20

6 Pb/

erro

r20

7 Pb/

erro

r20

7 Pb/

erro

r20

8 Pb/

erro

r20

7 Pb/20

6 Pber

ror

206 Pb

/238 U

erro

rde

aná

lisis

(ppm

)(p

pm)

206 Pb

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bs)*

235 U

†(a

bs)*

238 U

†(a

bs)*

232 Th

†(a

bs)*

disc

.**23

8 U(M

a)*

235 U

(Ma)

*20

6 Pb

(Ma)

*23

2 Th(M

a)*

Edad

(Ma)

(Ma)

*Ed

ad (M

a)(M

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

01±

20

Coo

rden

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UTM

: 353

6475

N, 2

9442

7E (D

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M W

GS8

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06Pb

/238 U

med

ia p

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rada

=25

3.9

±2.

7(2

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a, M

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= 1

.9, n

= 9

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Mue

stra

TA

NSE

-09

G

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(

SE S

ierr

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s Tan

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)

Prob

eta

HAR

IM-8

(Feb

rero

201

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

13±

1417

58±

21

Coo

rden

adas

UTM

: 352

2835

N, 3

1333

3E (D

ATU

M W

GS8

4)Ed

ad 2

06Pb

/238 U

med

ia p

onde

rada

=25

1.7

±2.

7(2

sigm

a, M

SWD

= 0

.69,

n =

7)

Arvizu e Iriondo580580Ta

bla

SE1.

(Con

tinua

ción

). D

atos

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lític

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e U

-Th-

Pb o

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e Si

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Los

Tan

ques

, NW

Son

ora,

Méx

ico.

Núm

ero

U#

Th#

Th/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

de a

nális

is(p

pm)

(ppm

)20

6 Pb†

(abs

)*23

5 U†

(abs

)*23

8 U†

(abs

)*23

2 Th†

(abs

)*di

sc.**

238 U

(Ma)

*23

5 U(M

a)*

206 Pb

(M

a)*

232 Th

(Ma)

*Ed

ad (M

a)(M

a)*

Edad

(Ma)

(Ma)

*

Mue

stra

MIC

RO

-3

Cua

rzom

onzo

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e bi

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(NW

Sie

rra

Los T

anqu

es)

Pr

obet

a H

ARIM

-8 (F

ebre

ro 2

010)

MIC

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

1±

0.00

062

0.27

354

±0.

0042

70.

0382

0±

0.00

038

0.01

204

±0.

0001

80.

642

242

±2

246

±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

5E (D

ATU

M W

GS8

4)Ed

ad 2

06Pb

/238 U

med

ia p

onde

rada

=24

3.4

±2.

1(2

sigm

a, M

SWD

= 0

.23,

n =

5)

Mue

stra

Gra

nCen

-5

Gra

nodi

orita

leuc

ocrá

tica

de b

iotit

a

(Cen

tro

Sier

ra L

os T

anqu

es)

Pr

obet

a H

ARIM

-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

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473

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UTM

: 352

9266

N, 2

9670

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NW

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- 28

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8±

0.00

049

0.25

386

±0.

0026

60.

0364

3±

0.00

015

0.01

125

±0.

0001

40.

380

231

±0.

923

0±

222

2±

2122

6±

323

0.7

±0.

9TA

NC

04-2

115

6760

00.

350.

0503

0±

0.00

050

0.25

285

±0.

0027

30.

0364

8±

0.00

015

0.01

138

±0.

0001

40.

39-1

231

±0.

922

9±

220

9±

2122

9±

323

1.0

±0.

9TA

NC

04-3

1825

639

0.32

0.05

201

±0.

0005

20.

2627

1±

0.00

288

0.03

668

±0.

0001

70.

0113

2±

0.00

014

0.41

223

2±

1.0

237

±2

286

±21

228

±3

232.

0±

1.0

TAN

C04

-12

835

232

0.25

0.05

096

±0.

0011

20.

2590

2±

0.00

596

0.03

687

±0.

0001

60.

0116

1±

0.00

006

0.27

023

3±

1.0

234

±5

239

±47

233

±1

233.

0±

1.0

TAN

C04

-914

8775

20.

460.

0509

9±

0.00

049

0.25

989

±0.

0027

30.

0369

9±

0.00

015

0.01

158

±0.

0001

40.

400

234

±0.

923

5±

224

0±

2123

3±

323

4.1

±0.

9TA

NC

04- 1

628

014

80.

480.

0507

2±

0.00

061

0.26

322

±0.

0033

70.

0376

5±

0.00

017

0.01

145

±0.

0001

50.

340

238

±1.

023

7±

322

8±

2623

0±

323

8.0

±1.

0TA

NC

04- 2

912

232

0.24

0.05

110

±0.

0009

20.

2654

0±

0.00

509

0.03

767

±0.

0002

50.

0120

9±

0.00

028

0.34

023

8±

2.0

239

±4

245

±39

243

±6

238.

0±

2.0

TAN

C04

- 620

1789

00.

400.

0510

6±

0.00

051

0.26

463

±0.

0028

80.

0376

7±

0.00

017

0.01

128

±0.

0001

40.

400

238

±1.

023

8±

224

4±

2122

7±

323

8.0

±1.

0TA

NC

04- 5

480

740.

140.

0510

5±

0.00

061

0.26

838

±0.

0035

70.

0381

9±

0.00

022

0.01

425

±0.

0002

30.

440

242

±1.

024

1±

324

3±

2628

6±

524

2.0

±1.

0TA

NC

04- 1

511

624

0.19

0.04

994

±0.

0009

00.

2779

4±

0.00

534

0.04

040

±0.

0002

70.

0135

7±

0.00

030

0.35

-225

5±

2.0

249

±4

192

±39

272

±6

255.

0±

2.0

TAN

C04

- 282

829

70.

330.

0565

5±

0.00

062

0.36

836

±0.

0045

50.

0469

2±

0.00

026

0.01

416

±0.

0001

80.

467

296

±2.

031

8±

347

4±

2328

4±

429

6.0

±2.

0TA

NC

04- 1

633

211

0.31

0.07

152

±0.

0010

20.

7076

3±

0.01

549

0.07

176

±0.

0008

50.

0217

2±

0.00

025

0.74

1844

7±

5.0

543

±9

972

±27

434

±5

447.

0±

5.0

TAN

C04

- 20

233

120

0.47

0.06

845

±0.

0014

41.

1793

5±

0.03

217

0.12

495

±0.

0013

10.

0380

1±

0.00

037

0.67

475

9±

7.0

791

±15

882

±41

754

±7

759.

0±

7.0

TAN

C04

- 713

883

0.55

0.06

992

±0.

0013

71.

3904

2±

0.03

517

0.14

422

±0.

0013

70.

0437

7±

0.00

038

0.63

286

8±

8.0

885

±15

926

±38

866

±7

868.

0±

8.0

TAN

C04

- 24

136

120.

080.

0794

4±

0.00

087

1.97

220

±0.

0244

30.

1801

6±

0.00

103

0.05

399

±0.

0008

60.

473

1068

±6.

011

06±

811

83±

2010

63±

1611

83±

20TA

NC

04-1

114

029

0.19

0.07

976

±0.

0008

42.

1650

7±

0.03

007

0.19

688

±0.

0014

70.

0588

9±

0.00

043

0.61

111

59±

8.0

1170

±10

1191

±20

1157

±8

1191

±20

TAN

C04

-27

219

710.

290.

0918

6±

0.00

092

2.43

610

±0.

0278

00.

1922

1±

0.00

106

0.05

491

±0.

0006

60.

4810

1133

±6.

012

53±

814

64±

1810

80±

1314

64±

18TA

NC

04-8

346

560.

150.

0939

4±

0.00

094

2.36

400

±0.

0296

90.

1793

2±

0.00

136

0.04

908

±0.

0007

40.

6014

1063

±7.

012

32±

915

07±

1896

8±

1415

07±

18TA

NC

04-1

343

053

0.11

0.09

470

±0.

0009

23.

2454

0±

0.03

470

0.24

862

±0.

0011

20.

0666

5±

0.00

093

0.42

314

31±

6.0

1468

±8

1522

±17

1304

±18

1522

±17

Arvizu e Iriondo582582Ta

bla

SE1.

(Con

tinua

ción

). D

atos

ana

lític

os d

e U

-Th-

Pb o

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LA

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os d

e Si

erra

Los

Tan

ques

, NW

Son

ora,

Méx

ico.

Núm

ero

U#

Th#

Th/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

de a

nális

is(p

pm)

(ppm

)20

6 Pb†

(abs

)*23

5 U†

(abs

)*23

8 U†

(abs

)*23

2 Th†

(abs

)*di

sc.**

238 U

(Ma)

*23

5 U(M

a)*

206 Pb

(M

a)*

232 Th

(Ma)

*Ed

ad (M

a)(M

a)*

Edad

(Ma)

(Ma)

*

TAN

C04-

3066

180.

250.

0951

3±

0.00

114

3.11

800

±0.

0424

00.

2378

7±

0.00

152

0.06

954

±0.

0011

10.

474

1376

±8.

014

37±

1015

31±

2113

59±

2115

31±

21TA

NC0

4-18

206

580.

260.

0961

5±

0.00

095

3.12

090

±0.

0405

20.

2355

8±

0.00

198

0.06

969

±0.

0013

20.

655

1364

±10

.014

38±

1015

51±

1713

62±

2515

51±

17TA

NC0

4-26

207

190.

090.

0986

2±

0.00

099

3.80

400

±0.

0477

80.

2793

4±

0.00

212

0.07

912

±0.

0011

90.

600

1588

±11

.015

94±

1015

98±

1715

39±

2215

98±

17TA

NC0

4-4

252

530.

190.

0993

9±

0.00

097

3.28

050

±0.

0380

40.

2393

5±

0.00

148

0.06

229

±0.

0008

10.

546

1383

±8.

014

76±

916

13±

1712

21±

1516

13±

17TA

NC0

4-28

305

870.

260.

1030

2±

0.00

099

3.64

210

±0.

0445

90.

2564

1±

0.00

195

0.07

074

±0.

0009

90.

626

1471

±10

.015

59±

1016

79±

1613

82±

1916

79±

16TA

NC0

4-19

168

108

0.59

0.10

531

±0.

0010

54.

3644

0±

0.04

786

0.30

000

±0.

0013

50.

0848

0±

0.00

102

0.42

116

91±

7.0

1706

±9

1720

±17

1645

±19

1720

±17

TAN

C04-

1022

549

0.20

0.11

853

±0.

0011

91.

2631

0±

0.01

424

0.07

726

±0.

0004

00.

1324

1±

0.00

172

0.45

042

480

±2.

082

9±

619

34±

1725

13±

3119

34±

17

Coo

rden

adas

UTM

: 352

0505

N, 3

0012

3E (D

ATU

M W

GS8

4)Ed

ad 2

06Pb

/238 U

med

ia p

onde

rada

=23

0.9

±1.

4(2

sigm

a, M

SWD

= 2

.1, n

= 6

)M

uest

ra L

euco

Cen

-1

Gra

nodi

orita

leuc

ocrá

tica

de b

iotit

a

(Cen

tro

Sier

ra L

os T

anqu

es)

Pr

obet

a H

ARIM

-8 (F

ebre

ro 2

010)

Leuc

o1-1

764

5535

00.

050.

0506

1±

0.00

061

0.20

259

±0.

0029

20.

0289

9±

0.00

023

0.01

148

±0.

0002

10.

552

184

±1

187

±2

223

±26

231

±4

184.

0±

1.0

Leuc

o1- 2

822

3351

40.

210.

0501

2±

0.00

065

0.20

704

±0.

0031

90.

0299

2±

0.00

025

0.01

092

±0.

0001

60.

541

190

±2

191

±3

201

±28

220

±3

190.

0±

2.0

Leuc

o1- 1

419

2836

10.

170.

0512

6±

0.00

067

0.21

302

±0.

0032

40.

0301

0±

0.00

024

0.01

149

±0.

0001

70.

513

191

±2

196

±3

253

±28

231

±3

191.

0±

2.0

Leuc

o1- 2

936

2319

790.

500.

0511

3±

0.00

061

0.21

251

±0.

0030

20.

0301

0±

0.00

023

0.00

896

±0.

0001

30.

543

191

±1

196

±3

247

±26

180

±3

191.

0±

1.0

Leuc

o1- 8

2310

487

0.19

0.05

075

±0.

0006

10.

2114

5±

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

Coo

rden

adas

UTM

: 353

1666

N, 2

9701

5E (D

ATU

M W

GS8

4)Ed

ad 2

06Pb

/238 U

med

ia p

onde

rada

=22

5.6

±4.

7(2

sigm

a, M

SWD

= 1

.6, n

= 5

)M

uest

ra G

ranC

en-4

G

rano

dior

ita le

ucoc

rátic

a de

dos

mic

as

(C

entr

o Si

erra

Los

Tan

ques

)

Prob

eta

HAR

IM-9

(Jun

io 2

010)

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


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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MS

en z

ircon

es d

e gr

anito

ides

per

mo-

triás

icos

de

Sier

ra L

os T

anqu

es, N

W S

onor

a, M

éxic

o.N

úmer

oU

#Th

#Th

/U20

7 Pb/

erro

r20

7 Pb/

erro

r20

6 Pb/

erro

r20

8 Pb/

erro

rR

ho%

20

6 Pb/

erro

r20

7 Pb/

erro

r20

7 Pb/

erro

r20

8 Pb/

erro

r20

7 Pb/20

6 Pber

ror

206 Pb

/238 U

erro

rde

aná

lisis

(ppm

)(p

pm)

206 Pb

†(a

bs)*

235 U

†(a

bs)*

238 U

†(a

bs)*

232 Th

†(a

bs)*

disc

.**23

8 U(M

a)*

235 U

(Ma)

*20

6 Pb

(Ma)

*23

2 Th(M

a)*

Edad

(Ma)

(Ma)

*Ed

ad (M

a)(M

a)*

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

9±

222

9±

223

6±

1924

4±

322

9.0

±2.

0G

ranC

en4-

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

8±

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

953

±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

334

±0.

0048

90.

0397

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

0.03

974

±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±

0.00

646

0.04

106

±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±

0.00

065

0.31

669

±0.

0048

90.

0419

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

832

±0.

0066

30.

0505

7±

0.00

045

0.01

580

±0.

0001

50.

612

318

±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±

2028

1±

435

3.0

±3.

0

Coo

rden

adas

UTM

: 352

3362

N, 3

0060

5E (D

ATU

M W

GS8

4)Ed

ad 2

06Pb

/238 U

med

ia p

onde

rada

=22

3.6

±3.

4(2

sigm

a, M

SWD

= 1

.8, n

= 5

)

Mue

stra

Gra

nCen

-3

Gra

nodi

orita

leuc

ocrá

tica

de d

os m

icas

(Cen

tro

Sier

ra L

os T

anqu

es)

Pr

obet

a H

ARIM

-9 (J

unio

201

0)

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±

0.00

067

0.23

363

±0.

0033

80.

0331

3±

0.00

021

0.01

118

±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

0.03

366

±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±

0.00

074

0.24

298

±0.

0040

60.

0339

0±

0.00

023

0.01

065

±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

066

±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±

0.00

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±

323

4±

2823

3±

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

3±

222

5±

324

5±

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

0±

0.00

026

0.51

022

4±

222

4±

322

2±

3323

9±

522

4.0

±2.

0G

ranC

en3-

722

0724

20.

100.

0512

3±

0.00

061

0.24

979

±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

8±

0.00

024

0.50

222

4±

222

9±

327

7±

3024

5±

522

4.0

±2.

0G

ranC

en3-

1357

5817

40.

030.

0521

0±

0.00

068

0.25

371

±0.

0038

60.

0353

2±

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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.


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


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

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