Gneises bandeados paleoproterozoicos (1.76–1.73 Ga) de la Zona Canteras–Puerto Peñasco: Una nueva ocurrencia de rocas de basamento tipo Yavapai en el NW de Sonora, México

Paleoproterozoic banded gneiss (1.76–1.73 Ga) of the Canteras–Puerto Peñasco zone: a new occurrence of Yavapai type basement rocks in NW Sonora, Mexico

Harim E. Arvizu^1,2*, Alexander Iriondo^2**, Aldo Izaguirre², Gabriel Chávez–Cabello¹, George D. Kamenov³, David A. Foster³, Rufino Lozano–Santa Cruz⁴ y Gabriela Solís–Pichardo⁴

¹ Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Nuevo León Apartado postal 104, Kilómetro 8, Carretera Linares–Cerro Prieto, Linares, N.L., 67700, México. *E–mail: harimarvizu@geociencias.unam.mx .

² Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México Campus Juriquilla, Apartado Postal 1–742, Querétaro, Qro., 76230, México.** iriondo@geociencias.unam.mx .

⁴ Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México Ciudad Universitaria, México, D.F., 04510, México.

Manuscrito recibido: 24/01/2009.
Manuscrito corregido: 10/06/2009.
Manuscrito aceptado: 20/06/2009.

Resumen

La Zona Canteras–Puerto Peñasco, conocida anteriormente como Seven Hills, está localizada aproximadamente a 20 km al ENE de Puerto Peñasco en el NW de Sonora, México. El basamento cristalino presente en esta área es clave para definir las provincias proterozoicas del SW de Laurencia y tiene importantes implicaciones para la tectónica Fanerozoica y para la formación del margen continental activo de Norteamérica. Nuevas edades U–Pb en zircones (LA–MC–ICPMS) de dos gneises bandeados de la Zona Canteras–Puerto Peñasco proporcionan edades ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb de 1764 ± 3 Ma y 1725 ± 3 Ma. Los zircones de ambas muestras están bien preservados y presentan una homogeneidad en composición y edad en cada caso sugiriendo que estas rocas son ortogneises paleoproterozoicos. Estas edades de cristalización combinadas con geoquímica de elementos mayores y traza en roca total y determinaciones isotópicas Sm–Nd en roca total y Lu–Hf en zircones sugieren que los gneises bandeados tienen afinidad con rocas de la provincia Yavapai como las definidas en el área de Quitovac, aproximadamente a 45 km al este del área de estudio y en la región de Gunnison–Salida en Colorado, EUA. Ambas muestras caen en el campo de ambiente de arco volcánico de formación de granitos (diagrama de discriminación Y vs Nb) y tienen valores de épsilon Hf inicial entre +1.85 y +5.05 con correspondientes edades modelo Hf (T_DM) en un paso ("single–stage model ages") de 1.98–2.07 Ga y edades modelo Hf (T_DM^C) en dos pasos ("two–stage model ages") de 2.07–2.50 Ga. Análisis isotópicos de Sm–Nd en roca total de tres gneises paleoproterozoicos presentan valores iniciales de épsilon Nd entre +1.86 y –0.57 y edades modelo Nd (T_DM) de 1.91–2.02 Ga.

Concluimos que los protolitos ígneos de estos gneises de la Zona Canteras–Puerto Peñasco pudieron haber sido formados por fuentes mantélicas con algún grado de contribución cortical, similar a las rocas de la provincia Yavapai en el SW de Norteamérica. Esto contrasta con la petrogénesis de las rocas típicas de la provincia Mojave, caracterizadas por una gran contaminación cortical (hasta valores de 30–40% en Death Valley) e implicaría que de existir rocas tipo Mojave en el NW de Sonora, éstas deberían de encontrarse al oeste de la Zona Canteras–Puerto Peñasco.

Abstract

The Zona Canteras–Puerto Peñasco area, previously known as Seven Hills, is located ~20 km ENE of the town of Puerto Peñasco in NW Sonora, Mexico. Crystalline basement in this area is key to defining Proterozoic provinces of SW Laurentia and has important implications for Phanerozoic tectonics and formation of the active continental margin of North America. New U–Pb zircon ages (LA–MC–ICPMS) of two banded gneisses in this area yield ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb ages at 1764 ± 3 Ma and 1725 ± 3 Ma. Zircons from both samples are well–behaved in the U–Pb systematics and present age and compositional homogeneity, suggesting that these rocks are Paleoproterozoic orthogneisses. These crystallization ages combined with whole rock major– and trace–element geochemistry and Sm–Nd in whole rock and Lu–Hf isotopic determinations on zircons by laser ablation suggest that the banded gneisses have affnities with rocks of the Yavapai province as defned in the Quitovac area ~45 km to the east and in the region of Gunnison–Salida, Colorado, USA. Both samples plot in the volcanic arc environment of granite formation (Y vs Nb discrimination diagram) and have epsilon Hf (initial) values between +1.85 and +5.05 with corresponding single–stage Hf model ages (T_DM) at 1.98–2.07 Ga and two–stage Hf model ages (T_DM^C) at 2.07–2.50 Ga. Sm–Nd whole rock isotopic analyses from three Paleoproterozoic gneisses have epsilon Nd (initial) values between +1.86 and –0.57 with corresponding Nd model ages (T_DM) at 1.91–2.02 Ga.

The magmatic protoliths of these gneisses could have been formed mostly from mantle sources with some degree of crustal contribution, which is similar to rocks from the Yavapai province in SW North America. This petrogenesis contrasts with typical Mojave–province rocks that are characterized by significantly greater crustal contamination (as much as 30–40% in Death Valley). If these Mojave province rocks exist in NW Sonora they must be located to the west of the Zona Canteras–Puerto Peñasco area.

Key words: U-Pb zircon geochronology, geochemistry, Sm-Nd and Lu-Hf isotopics, Zona Canteras-Puerto Peñasco, NW Sonora, México.

1. Introducción

En las últimas décadas, el SW de los Estados Unidos de América (EUA) ha sido objeto de numerosos estudios del basamento que han permitido caracterizar y proponer una división, más o menos clara, de las rocas paleoproterozoicas en el margen continental del SW de Laurencia en tres difierentes provincias: Mojave, Yavapai y Mazatzal, así como los límites que las separan (Figura 1, Tabla 1; p. ej., Iriondo et al., 2004; Iriondo y Premo, 2009). Los primeros estudios sobre basamento paleoproterozoico en México, realizados en el NW de Sonora, proponían la extensión de estas provincias hacia México basándose en información geológica restringida sólo a descripciones estratigráfcas y litológicas, existiendo pocas determinaciones geocronológicas (Damon et al., 1961, 1962; Anderson y Silver, 2005).

No fue hasta que estudios geológicos multidisciplinarios, en regiones como Quitovac (Iriondo et al., 2004) y Cabeza Prieta–Pinacate (Nourse et al., 2005, Figura 2 (a, b)), permitieron proponer tentativamente la existencia de por lo menos dos estilos bien diferenciados de rocas paleoproterozoicas en Sonora similares a las de las provincias Yavapai y Mazatzal del SW de Norteamérica (Figura 1). Trabajos más recientes de caracterización temporal, geoquímica e isotópica del basamento paleoproterozoico del NW de Sonora, realizados en Sierra Prieta y Cerro Prieto–Carina (Izaguirre–Pompa e Iriondo, 2007; Izaguirre et al., 2008) y Cerros San Luisito (Gutiérrez–Coronado et al., 2008, Figura 2A), también sugieren la existencia de basamento tipo Yavapai en esta región. Por otro lado, otros estudios en la región también han propuesto la existencia de basamento paleoproterozoico tipo Mojave (Castiñeiras et al., 2004a, b; Dórame–Navarro et al., 2004; Farmer et al., 2005; Soto–Verdugo, 2006).

En definitiva, esta nueva localidad de provincias paleo–proterozoicas en el NW de México permitirá tener un mejor entendimiento geológico del margen SW de Laurencia que pudiera ser empleado para evaluar las diferentes reconstrucciones existentes del supercontinente Rodinia (Li et al., 2008).

2. El basamento paleoproterozoico del SW de Laurencia en México

Antes de iniciar este apartado nos parece pertinente presentar una visión general sobre el significado geológico de las provincias corticales paleoproterozoicas del margen SW de Laurencia (SW de EUA) que permita al lector comprender la naturaleza del tema. Las provincias corticales paleoproterozoicas del SW de Norteamérica son tres: Mojave, Yavapai y Mazatzal, las cuales están separadas por fronteras o límites geológicos (p. ej. fronteras de provincias de Nd, frontera geoquímica Mojave–Yavapai, Figura 1). Cada provincia posee características geológicas especiales (p. ej. geoquímicas e isotópicas) que difieren entre ellas. Cada provincia posee características geológicas especiales (p. ej. geoquímicas e isotópicas) que difieren entre ellas. Algo notable es que las provincias y sus fronteras geológicas propuestas se han definido, no por sus edades, sino por sus características estructurales, isotópicas y geoquímicas, ya que existe un traslape de edades entre las mismas (Iriondo et al., 2004). Por ejemplo, Bennet y DePaolo (1987) dividieron el basamento paleoproterozoico del SW de los Estados Unidos en tres diferentes provincias separadas por fronteras o límites utilizando valores isotópicos de Nd (Figura 1). La provincia de Nd 1 correspondiente a rocas de corteza proterozoica de la provincia Mojave tiene las edades modelo de Nd (T_DM) más antiguas, entre 2.3–2.0 Ga, y los valores de épsilon Nd iniciales más negativos, entre –3 y +1. La provincia de Nd 2 representa una corteza proterozoica de basamento Mojave y Yavapai con edades modelo de Nd (T_DM) = 2.0–1.8 Ga y valores de épsilon Nd iniciales entre +0.8 y +4.7. Por su parte, la provincia de Nd 3 corresponde a rocas de basamento de las provincias Yavapai y Mazatzal con las edades modelo de Nd (T_DM) más jóvenes, entre 1.8–1.7 Ga, y con los valores de épsilon Nd iniciales más positivos (+5) de todas las provincias. Anderson et al. (1993) y Bender (1994) proponen otro límite geológico definido con base en estudios geoquímicos que sugieren una frontera composicional entre las provincias Mojave y Yavapai.

Para mayor información se refiere al lector a la Tabla 1 en donde se encuentran listadas algunas de las características más importantes para cada una de estas provincias y para información detallada sobre el tema referimos a Iriondo y Premo (2009).

Los primeros estudios geocronológicos sobre el basamento paleoproterozoico del NW de México fueron realizados en Sonora por Damon et al. (1961, 1962) utilizando técnicas de K–Ar y Rb–Sr, proponiendo que el basamento paleoproterozoico del SW de los EUA podría extenderse hacia Sonora.

Trabajo de campo subsecuente y geocronología de U–Pb en zircones en la región, realizados en los 70's y posteriormente detallados por Anderson y Silver (2005), identificaron rocas de basamento cristalino proterozoico con edades desde el Paleoproterozoico (~1.8–1.6 Ga) hasta el Mesoproterozoico (~1.4 y ~1.1 Ga). Estos estudios geocronológicos en el NW de Sonora sirvieron de base para plantear como hipótesis la existencia de la megacizalla Mojave–Sonora, (MSM) que sugiere la yuxtaposición de dos basamentos cristalinos paleoproterozoicos o bloques de edad diferente: bloque Caborca y bloque "Norte América" (Silver y Anderson, 1974, 1983; Anderson y Silver, 1978, 1979; Anderson y Schmidt, 1983).

Iriondo et al. (2004) distinguieron, basándose en estudios geocronológicos, geoquímicos e isotópicos, dos bloques paleoproterozoicos en la región de Quitovac en el NW de Sonora (Figura 2A). El primero, el bloque Caborca con edades U–Pb en zircones entre 1693–1777 Ma, presenta valores de épsilon Nd iniciales entre +0.6 y +2.6 y edades modelo Nd T_DM entre 1.88–2.07 Ga, correlacionándose éste bloque con rocas de la provincia Yavapai. El segundo es el bloque "Norte América", que se correlaciona con la provincia Mazatzal y tiene edades U–Pb entre 1656–1714 Ma, valores de épsilon Nd iniciales de +3.4 a +3.9 y correspondientes edades modelo Nd T_DM entre 1.74 y 1.80 Ga.

Nourse et al. (2005) en la región de Cabeza Prieta–Pinacate (Figura 2A), al igual que Iriondo et al. (2004) en la región de Quitovac, definieron dos tipos de basamento paleoproterozoico. En general, las rocas de esta región tienen edades U–Pb en zircones entre 1696 y 1725 Ma con valores iniciales de épsilon Nd entre +2 y +4 y con edades modelo Nd T_DM entre 1.65 y 1.80 Ga. De acuerdo con las edades y firmas isotópicas de Nd, las rocas más orientales en esa región se relacionan con las de la provincia Mazatzal, mientras que las más occidentales lo están con las de la provincia Yavapai de Arizona, contrastando notablemente con las del basamento tipo Mojave (épsilon Nd= –5.5 a –1.4 y edades modelo Nd T_DM = 2.0 a 2.6 Ga).

Otros estudios más alejados de la Zona Canteras–Puerto Peñasco incluyen los del granito El Crestón, localizado en la región de Opodepe (centro de Sonora). Para este granito se ha reportado una edad U–Pb en zircones de 1730 Ma y un valor inicial de épsilon Nd de +3.1 (Valenzuela–Navarro et al., 2003) considerándose como parte del bloque Caborca (basamento con características tipo Yavapai). Farmer et al. (2005) fecharon un intrusivo granítico en el Cerro El Rajón, al este del Rancho Bámuri, en 1699 ± 2 Ma y realizaron estudios isotópicos Sm–Nd de esta unidad determinando valores de épsilon Nd de +0.17 y edades modelo Nd T_DM de 1.93 Ga que nosotros definimos como un intrusivo asociado a un basamento tipo Yavapai. Amato et al. (2008) también reportan rocas proterozoicas similares a las de la provincia Yavapai en la región del Rancho La Lámina, cerca de Cucurpe, aproximadamente a 40 km al norte de la postulada megacizalla Mojave–Sonora en el norte–centro de Sonora. Los granitoides paleoproterozoicos en esta región tienen edades U–Pb en zircones de 1763, 1738 y 1737 Ma con valores iniciales de épsilon Nd de +0.5, +1.4 y –4.3, respectivamente.

Los trabajos llevados a cabo en la región del Rancho Bámuri, Cerros El Tecolote y La Tortuga, al S y SW de Caborca (Premo et al., 2003; Castiñeiras et al., 2004a, b, 2005; Dórame et al., 2004; Dórame–Navarro e Iriondo, 2005; Farmer et al., 2005) señalan que las rocas presentes en la región se correlacionan con las presentes en la provincia Mojave del SE de California y NW de Arizona (Figura 1). Las edades U–Pb de cristalización en zircones varían de 1765–1780 Ma, con valores iniciales de épsilon Nd entre –5.0 y +0.5. Las rocas de basamento paleoproterozoico de la Sierrita Prieta, al W de Benjamín Hill, en el NW de Sonora, también presentan características similares a rocas de la provincia Mojave, proponiendo de igual manera la continuación de esta provincia hacia el NW de México (Soto–Verdugo, 2006). Estas rocas tienen edades U–Pb en zircones entre 1727 y 1733 Ma, edades un poco más jóvenes que las presentes en la región del Rancho Bámuri, y presentan valores iniciales de épsilon Nd entre –1.1 y –0.5 con correspondientes edades modelo Nd T_DM entre 2.0 y 2.1 Ga (Soto–Verdugo, 2006).

Todas estas contribuciones realizadas en la geología paleoproterozoica de Sonora permiten el avance del conocimiento geológico sobre el basamento en el NW de México y contribuyen a obtener una visión más clara sobre la distribución de las provincias paleoproterozoicas en el SW de Laurencia (Figura 1).

3. Geología de la Zona Canteras–Puerto Peñasco

La Zona Canteras–Puerto Peñasco, también conocida como Seven Hills (Anderson y Silver, 2005), está localizada aproximadamente a 20 km hacia el ENE de la ciudad de Puerto Peñasco, en el NW de Sonora (Figura 2 (a, b)). Seven Hills es un nombre informal que se utilizó para un conjunto de siete pequeños cerros alineados, mostrando un patrón de orientación aproximadamente de S45°E (Figura 3A). El único trabajo reportado para esta zona es el realizado por Anderson y Silver (2005) en el cual identifican un conjunto de siete cerros, de los cuales reportan que cuatro están compuestos por rocas metamórficas, incluyendo gneises cuarzo–feldespáticos, paragneises, ortogneises y anfibolitas con edades U–Pb paleoproterozoicas de ~1.6–1.7 Ga. El resto de los cerros están compuestos por rocas volcánicas, principalmente de composición riolítica–dacítica, cartografiadas como de edad miocénica (SGM, 2002).

En el presente estudio se identificó que la mayoría de los cerros están compuestos por gneises bandeados, clasificados petrográficamente como gneises cuarzo–feldespáticos de biotita y moscovita (Figuras 3B y C, Tabla 2). Los estudios de caracterización temporal, geoquímica e isotópica se desarrollaron sólo en dos muestras con este tipo de litología, ya que existía la posibilidad de que el protolito para estas rocas, de composición homogénea en toda el área, fuera ígneo, de acuerdo a la textura de la roca, lo cual es importante para determinar la edad de cristalización de la roca. Estas rocas constituidas por cuarzo, feldespato potásico, biotita y moscovita muestran una textura grano–lepidoblástica.

En algunos sectores los gneises se encuentran muy foliados definidos por la orientación de biotita y por el bandeamiento que forman los minerales leucocráticos (Figura 3B). En el sector de escasa foliación la roca parece preservar su textura ígnea inicial mostrando una textura de aspecto granudo (Figura 3C).

En la Zona Canteras–Puerto Peñasco también se encontraron esquistos y anfibolitas, además de paragneises y ortogneises como lo propusieron Anderson y Silver (2005, Figura 3D). Los gneises bandeados muestran un patrón de foliación generalmente homogéneo con rumbos entre 30° y 60° NW con echados variables, predominando valores entre 40–70° hacia el SW. También se puede observar otra pequeña familia con rumbos entre 30° y 45° NE y echados hacia el NW (Figura 2B).

4. Métodos analíticos

4.1 Muestreo, trituración y pulverización

Con base en el estudio cartográfico realizado para reconocer las diferentes unidades geológicas se realizó un muestreo de las rocas representativas de la Zona Canteras–Puerto Peñasco para llevar a cabo estudios geocronológicos, geoquímicos e isotópicos. Todas las muestras se procesaron para cada estudio específico en los respectivos laboratorios del Centro de Geociencias (CGEO), UNAM, Campus Juriquilla, Querétaro (Taller de Molienda, Laboratorio de Separación Mineral, etc.). Los procedimientos de muestreo, trituración, pulverizado de muestras, separación de zircones y las técnicas analíticas empleadas se encuentran descritas de forma más detallada en Arvizu–Gutiérrez (2008).

4.2 Geocronología U–Pb en zircones

Los análisis isotópicos de U–Pb en zircones fueron realizados en el Departamento de Ciencias Geológicas de la Universidad de Florida en Gainesville, EUA, utilizando un espectrómetro de masas de tipo multicolector con plasma de acoplamiento inductivo marca Nu Plasma (Multi–collector Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry, MC–ICP–MS), equipado con 3 contadores de iones y 12 detectores Faraday. El MC–ICP–MS está equipado especialmente con diseño de bloque colector para adquisición simultánea de señales de ²⁰⁴Pb (²⁰⁴Hg), ²⁰⁶Pb y ²⁰⁷Pb en 3 detectores contadores de iones y señales de ²³⁵U y ²³⁸U en los detectores Faraday. Esta disposición de componentes está detallada en Simonetti et al. (2005). Los granos de zircones montados en la probeta de resina sufrieron ablación en una atmósfera de He usando un láser ultravioleta New Wave de 213 nm. La muestra vaporizada fue evacuada de la celda de ablación en un fujo de He y después mezclada con gas Ar (flujos de gas optimizados diariamente) para transportarla al espectrómetro de masas. Las mediciones de blancos analíticos ("background") fueron hechas antes de cada análisis con el fn de sustraer este componente, incluyendo ²⁰⁴Hg, de los análisis de zircón. La ablación se llevó a cabo por alrededor de 30 segundos con el fn de minimizar la profundidad del hoyo de ablación y, de la misma manera, el fraccionamiento elemental. La mayoría de los análisis U–Pb se llevaron a cabo con un haz de ~30–40 μm de diámetro creando un hoyo de ~40–50 μm de profundidad.

Los datos isotópicos fueron adquiridos utilizando el software analítico Nu–Instruments con resolución temporal, permitiendo que las relaciones isotópicas sean calculadas de los datos adquiridos en un intervalo de tiempo específico. La calibración de los datos y correcciones por deriva instrumental ("drift") fueron basadas en los estándares de zircón R33 obtenido de una monzodiorita de edad ~419 Ma (Black et al., 2004) y el FC–1 obtenido del Gabro Duluth de edad ~1.1 Ga (Paces y Miller, 1993; Black et al., 2003). Los datos generados de los análisis isotópicos fueron procesados con un programa macro ("in house") de Excel; sin embargo, las edades y grados de concordancia fueron calculados y graficados usando el programa Isoplot 3.0 (Ludwig, 2003). Los valores U–Pb adquiridos en los análisis fueron normalizados mediante la relación ²⁰⁶Pb/²³⁸U = 0.1859 del estándar de zircón FC–1 de edad de 1099 Ma (Paces y Miller, 1993). Las edades ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb fueron corregidas por Pb común asumiendo composiciones de ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.824 y ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.671 (Cumming y Richards, 1975) basadas en ²⁰⁴Pb.

4.3 Geoquímica de elementos mayores, traza y tierras raras

Las muestras fueron analizadas para geoquímica de elementos mayores, trazas y tierras raras en el Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS) del Instituto de Geología y en el Laboratorio Ultralimpio y de Espectrometría de Masas en el Centro de Geociencias (CGEO) de la UNAM.

Todas las muestras fueron analizadas por elementos mayores en el Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS), UNAM, utilizando un aparato de Fluorescencia de Rayos X (FRX) marca Siemens modelo SRS–3000. Se realizaron análisis de muestras de roca pulverizada, de acuerdo a los procedimientos descritos por Lozano–Santa Cruz et al. (1995) y Verma et al. (1996).

Los métodos analíticos y procedimientos químicos empleados para el análisis de elementos mayores, traza y tierras raras, además de las condiciones de medición por Fluorescencia de Rayos X y Espectrometría de Masas se detallan en la página Web: Metodos analíticos empleados.

4.4 Isótopos de Sm–Nd en roca total

Los análisis isotópicos Sm–Nd se realizaron en el Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS) de la UNAM. Todas las determinaciones isotópicas de Sm–Nd se realizaron con un espectrómetro de masas Finnigan MAT262 equipado con nueve colectores Faraday y una fuente de doble flamento de Renio. Cuatro de los cinco colectores son regulables, independientes uno de otro, pudiéndose mover para poder recibir las distintas dispersiones de masa de los distintos elementos. En mediciones estáticas se registran las intensidades de hasta 7 masas simultáneamente. Todas las mediciones son llevadas a cabo con una corriente de 10 k V.

Para mayor información sobre la metodología utilizada y acerca de parámetros, como correcciones por fraccionamiento isotópico, correcciones de las mediciones por elementos, normalización con estándares, mediciones de control, estándares isotópicos internos del laboratorio, cálculo de errores, entre otros, se recomienda consultar la siguiente página web: http://www.geologia.unam.mx/geoq/lugis/espectrometria1.pdf. Cabe señalar que al pie de la Tabla 7 se presentan algunos de estos datos.

4.5 Isótopos de Lu–Hf en zircones

Los análisis isotópicos de Lu–Hf en zircones se llevaron a cabo en el Departamento de Ciencias Geológicas de la Universidad de Florida en Gainesville, EUA, utilizando un espectrómetro de masas de tipo multicolector con plasma de acoplamiento inductivo marca Nu Plasma (Multi–Collector Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry, MC–ICP–MS) equipado con 3 contadores de iones y 12 detectores Faraday. La ablación se llevó a cabo por alrededor de 30 segundos con el fn de minimizar la profundidad del hoyo de ablación y el fraccionamiento elemental. La mayoría de los análisis de Lu–Hf se llevaron a cabo con un haz de ~50–60 μm de diámetro creando un hoyo de ~40–50 μm de profundidad.

Las medidas isotópicas de Lu–Hf a partir de zircones fueron obtenidas en modo estático en los detectores Faraday obteniendo simultáneamente ¹⁸⁰Hf, ¹⁷⁸Hf, ¹⁷⁷Hf, ¹⁷⁶Hf, ¹⁷⁵Lu, ¹⁷⁴Hf y ¹⁷²Yb. Los análisis fueron realizados corrigiendo la interferencia isobárica de Lu e Yb en línea, usando ¹⁷⁶Lu/ ¹⁷⁵Lu = 0.02653 e ¹⁷⁶Yb/¹⁷²Yb = 0.5870, ambas relaciones encontrándose dentro del intervalo de valores publicados (Vervoort et al., 2004). Todas las relaciones isotópicas, incluyendo Lu y Yb, fueron corregidas por fraccionamiento de masas ("mass–bias") usando la relación isotópica ¹⁷⁸Hf/¹⁷⁷Hf = 1.46718. Múltiples análisis de FC–1 (zircón estándar) dieron un resultado de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.282169 (± 0.000032; 2 sigma; n = 150) indistinguible del análisis líquido por dilución isotópica de este estándar de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.282174 (± 0.000013; 2 sigma) y también de los resultados recientemente publicados por Woodhead y Hergt (2005) de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.282172 (± 0.000042; 2 sigma). Las relaciones medidas y corregidas de ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf por fraccionamiento de masas ("mass–bias") fueron utilizadas, junto con las edades ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb de cada zircón, para calcular las relaciones iniciales de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf, según Griffin et al. (2002). En general, debido a las muy bajas relaciones de Lu/Hf, la diferencia entre la relación medida y las relaciones iniciales calculadas de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf en la mayoría de los casos es menor que 1 épsilon.

La constante de decaimiento de ¹⁷⁶Lu utilizada en este estudio es de 1.865 x 10^–11 años^–1, según Scherer et al. (2001) y Soderlund et al. (2004). Las relaciones iniciales de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf_CHUR y los valores de épsilon Hf iniciales (t) fueron calculados utilizando los valores condríticos de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.282772 y ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.0332 propuestos por Blichert–Toft y Albarede (1997) con referencia al reservorio condrítico (CHUR) al tiempo de crecimiento del zircón de un magma.

Para el cálculo de las edades modelo Hf (T_DM) en un paso ("single–stage model ages") se empleó un modelo de evolución del manto empobrecido calculado a partir de valores actuales de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.28325, similar al valor promedio de MORB (Nowell et al., 1998) y de ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.0384 (Griffin et al., 2000); esto es similar, aunque no idéntico, a la curva del manto empobrecido definida por rocas juveniles a través del tiempo (Vervoort y Blichert–Toft, 1999).

5. Resultados

5.1 Geocronología U–Pb en zircones

Dos muestras de rocas de la Zona Canteras–Puerto Peñasco fueron fechadas por el método geocronológico U–Pb en zircones para determinar la edad de cristalización, utilizando la técnica LA–MC–ICPMS (Laser Ablation–Multi–collector–Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry; Ablación láser acoplado a espectrómetro de masas de tipo multicolector con plasma de acoplamiento inductivo). A continuación, se describen los datos geocronológicos U–Pb para cada muestra reportando los resultados en la Tabla 3 y en la Figura 4. Imágenes de catodoluminiscencia de zircones de cada muestra fechada se encuentran reportadas en Arvizu–Gutiérrez (2008), con la excepción de algunas imágenes de catodoluminiscencia de zircones mostradas en el apartado de estudios de Lu–Hf en zircones.

El gneis bandeado PIN–07–22, recolectado en la Zona Canteras–Puerto Peñasco (Figuras 2A y 2B), presentó un gran número de zircones en el proceso de separación mineral. Una población de 50 de estos zircones muestra edades bastante homogéneas, sin presentar importantes cantidades de zircones heredados (Figura 4A; Tabla 3). Los datos U–Pb de zircones graficados en el diagrama de Tera–Wasserburg (Figura 4A) muestran que 29 de esos análisis (elipses de color gris) son concordantes y forman una agrupación que permite obtener una edad ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb media ponderada de 1764 ± 3 Ma (2–sigma; MSWD = 1.3).

Esta edad media ponderada se interpreta como la edad de cristalización del protolito del gneis bandeado. Estos datos concordantes son los que se utilizaron para el cálculo estadístico mostrado en el gráfico de media ponderada de la Figura 4C. Por otro lado, se cuenta con una población de zircones con aparente pérdida de Pb (elipses de color verde) que son descartados para el cálculo de edad. Se observa que la totalidad de los análisis permite generar una línea de discordia con intersecciones a 1772 ± 13 Ma y a 231 ± 180 Ma (Figura 4A). Esta última edad de intersección inferior podría interpretarse como la edad del evento que ha producido la pérdida de Pb de algunos de los zircones de esta roca. De la misma manera, análisis que pudieran corresponder a zircones heredados (elipses de color negro), o que mostraran altos porcentajes de discordancia (>4%), también son descartados para calcular la edad media ponderada (Figuras 4A y C).

Una segunda muestra de gneis bandeado (PIN–07–25) de la Zona Canteras–Puerto Peñasco (Figuras 2A y 2B) fue fechada por el método U–Pb utilizando 50 análisis de zircones (Tabla 3). En el diagrama de Tera–Wasserburg (Figura 4D) observamos que 12 de estos análisis (elipses de color gris) forman una agrupación de zircones concordantes que empleamos para calcular la edad ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb media ponderada de 1725 ± 3 Ma (2–sigma; MSWD = 1.8). Esta edad se interpreta como la edad de cristalización del protolito de este gneis bandeado. Los datos representados por las elipses de color negro son datos de zircones que presentan un pequeño grado de herencia haciéndolos un poco más viejos que los cristales de zircón asociados a la cristalización magmática. Estos datos y los datos representados en elipses de color verde, que representan análisis con zircones que han sufrido diferentes grados de pérdida de Pb, no fueron empleados para el cálculo de la edad media ponderada (Figuras 4D y F). Se observa que los 50 datos de zircones proporcionan una línea de discordia con intercepciones superior de 1872 ± 83 Ma e inferior de 1237 ± 160 Ma (Figura 4D).

Esta edad de intersección inferior con la concordia podría representar la edad del pulso magmático y/o metamórfico que propicio la pérdida de Pb en algunos zircones de esta muestra de gneis bandeado. También cabe destacar que ambos gneises bandeados de la Zona Canteras–Puerto Peñasco tienen edades diferentes dentro de los límites de error para las edades medias ponderadas reportadas para ambas rocas.

Los resultados geoquímicos obtenidos por Fluorescencia de Rayos X (FRX) para los elementos mayores de las rocas de la Zona Canteras–Puerto Peñasco, así como los datos analíticos de elementos traza y tierras raras obtenidos por espectrometría de masas con plasma de acoplamiento inductivo (ICP–MS), están listados en las Tablas 4 y 5. En la Tabla 6 presentamos las características geoquímicas principales de las rocas paleoproterozoicas de la región de Quitovac (Iriondo et al., 2004) para hacer una comparación con la de los gneises de la Zona Canteras–Puerto Peñasco. Las metodologías y procedimientos de las técnicas analíticas empleadas y la descripción más detallada de los datos geoquímicos de las rocas de la Zona Canteras–Puerto Peñasco se encuentran en Arvizu–Gutiérrez (2008).

5.2.1 Geoquímica de elementos mayores

Dos muestras de gneises paleoproterozoicos de la Zona Canteras–Puerto Peñasco fueron analizadas, las cuales contienen altos porcentajes de sílice (75.90 wt. % para la muestra PIN–07–22 y 78.65 wt. % para la PIN–07–25).Los valores altos de SiO₂ para estas muestras pudieran deberse a una alta recristalización–silicificación durante el proceso metamórfico de gneisificación.

En la Figura 5A se puede observar una gran diferencia entre estas dos muestras de gneises con respecto a su contenido de K₂O. La muestra PIN–07–22 tiene un alto contenido en K₂O (6.35 wt. %) graficando en la línea límite entre los campos shoshonítico y calcoalcalino alto en K, mientras que la PIN–07–25 presenta un valor muy bajo con respecto a la anterior (0.65 wt. %) y tiene más afinidad con la serie magmática calcoalcalina baja en K.

En el diagrama tipo Harker de CaO vs. SiO₂ (Figura 5B) se puede observar que la muestra PIN–07–25 muestra un claro enriquecimiento en Ca con respecto a la PIN–07–22. Esto es un claro ejemplo de que el K y Ca junto con algunos otros elementos químicos son muy móviles durante procesos de alteración y/o metamorfismo de alto grado.

En el diagrama de discriminación tectonomagmática de formación de granitos Y vs. Nb (Figura 5C) se muestra que las dos rocas paleoproterozoicas de la Zona Canteras–Puerto Peñasco caen en el campo de granitos de arco volcánico.

En el diagrama de REE normalizadas a condrita (Na–kamura, 1974; Figura 6A) se observa claramente que para las muestras PIN–07–22 y PIN–07–25, existe un enriquecimiento de las tierras raras ligeras (La, Ce, Pr, Nd; LREE: Light Rare Earth Elements) con respecto a las tierras raras pesadas (Er, Yb, Lu; HREE: Heavy Rare Earth Elements). También se puede ver que la muestra PIN–07–25 está más empobrecida en LREE y HREE en comparación con la PIN–07–22; esto se puede observar muy bien en el valor total de tierras raras y el valor de (La/Yb)_N (Tabla 4). Los valores para la PIN–07–22 son ∑REE = 186.14 y (La/Yb)_N = 25.472, mientras que para la PIN–07–25 son ∑REE = 47.80 y (La/ Yb)_N = 10.165. En ambas muestras se observan anomalías positivas de Eu; para la muestra PIN–07–25 la anomalía es muy distinguible con un valor de Eu/Eu* = 2.873, y para la muestra PIN–07–22 no es muy notoria teniendo un valor de Eu/Eu* = 1.149. Podríamos explicar estas anomalías positivas de Eu por la acumulación de cristales de plagio–clasa en el magma, que se justifica por los valores altos de CaO y Na₂O, sobre todo para la muestra PIN–07–25.

En el diagrama multielementos (Figura 6B), apreciamos que para las dos muestras de la Zona Canteras–Puerto Peñasco, existe un enriquecimiento de los elementos Cs, Rb, Ba, K, Sr, Eu y Pb con respecto a las REE y a los elementos Y, Hf, Zr, Ti, Ta, Nb y P; este mismo comportamiento se puede observar de igual manera para los campos generados a partir de las rocas de la región de Quitovac. Otras de las características claras en el diagrama multielementos son las anomalías negativas notables de Nb, P y Ti para las muestras de la Zona Canteras–Puerto Peñasco, y anomalías positivas de K y Pb para las mismas.

5.3 Estudios isotópicos de Sm–Nd en roca total

Tres muestras de gneises bandeados paleoproterozoicos de la Zona Canteras–Puerto Peñasco (Figuras 2A y 2B) fueron analizadas isotópicamente utilizando el método Sm–Nd en roca total con el fn de obtener información petrogenética sobre el origen de estas rocas. Los datos analíticos están reportados en la Tabla 7 y graficados en la Figura 7.

Para las muestras de gneises PIN–07–22 y PIN–07–25, fechadas por el método U–Pb en zircones en este estudio (1764 ± 3 Ma y 1725 ± 3 Ma, respectivamente), se obtuvieron valores iniciales de épsilon Nd de +0.66 y –0.57 con correspondientes edades modelo Nd (T_DM) de 1.97 y 2.02 Ga. Una tercera muestra, no fechada, de gneis bandeado (PIN–07–21), de la que se infere una edad similar a la de la muestra PIN–07–22 por correlación litológica, presenta un valor de épsilon Nd inicial de +1.86 con una edad modelo Nd (T_DM) de 1.91 Ga. Los valores iniciales de épsilon Nd para las muestras PIN–07–21 y PIN–07–22 indican que estas dos rocas son isotópicamente más empobrecidas con respecto a la muestra PIN–07–25, la cual sugiere un ligero aporte de material cortical.

Los resultados isotópicos Sm–Nd son ilustrados en un diagrama de evolución del Nd donde se grafican los valores iniciales de épsilon Nd contra la edad U–Pb en zircones de cada roca (Figura 7). Dos de las tres muestras caen en el campo de la Provincia Nd 2 (Yavapai), mientras que la muestra PIN–07–25 cae en el campo de la Provincia Nd 1 (Mojave) pero relativamente cerca del campo de Nd 2 (Yavapai).

En el gráfico de evolución del Nd de la Figura 7 se reportan los datos isotópicos Sm–Nd de rocas de basamento paleoproterozoico del NW de Sonora compilados de la literatura y que mencionamos anteriormente (Valenzuela–Navarro et al., 2003; Castiñeiras et al., 2004a, b; Dórame–Navarro et al., 2004; Iriondo et al., 2004; Farmer et al., 2005; Nourse et al., 2005; Soto–Verdugo, 2006; Amato et al., 2008; Gutiérrez–Coronado et al., 2008; Izaguirre et al., 2008).

5.4 Estudios isotópicos de Lu–Hf en zircones

La muestra PIN–07–22 de gneis cuarzo–feldespático de biotita–moscovita tiene una edad ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb en zircones de 1764 ± 3 Ma (2 sigma; Figura 4A y Tabla 3). Para esta muestra se analizaron un total de trece granos de zircón para realizar los estudios isotópicos de Lu–Hf en los que previamente se habían realizado los estudios geocronológicos de U–Pb. Los trece análisis proporcionan un valor épsilon Hf inicial medio ponderado de 3.50 ± 0.54 (MSWD = 0.45; n= 13; Figura 8A) y edades modelo Hf (T_DM) en un paso en relación al manto empobrecido entre 2.02–2.12 Ga mostradasen el histograma de la Figura 8B y edades modelo Hf (T_DM2^C; utilizando ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.015 para una corteza intermedia promedio) en dos pasos entre 2.18–2.29 Ga (Tabla 8). Tres granos, con edades de cristalización de 1757, 1758 y 1759 Ma (1–sigma), tienen una composición radiogénica épsilon Hf de +4.24, +4.20 y +4.06, respectivamente, con sus correspondientes edades modelo Hf (T_DM) en un paso de 2.02 Ga para cada análisis y edades modelo Hf (T_DM2^C) en dos pasos de 2.2 Ga para cada análisis (Tabla 8). Uno de los granos más viejos (Tabla 8; punto PIN–22–32; 1805 Ma) tiene la composición inicial de Hf más radiogénica (épsilon Hf de +4.63) con su respectiva edad modelo en un paso de 2.04 Ga y edad modelo (T_DM2^C) en dos pasos de 2.19 Ga. Una agrupación de cinco análisis con edades U–Pb entre 1711–1767 Ma (1–sigma) muestra valores de épsilon Hf entre +2.37 y +3.68 con sus correspondientes edades modelo Hf (T_DM) en un paso entre 2.05–2.06 Ga (y edades modelo Hf (T_DM2^C) entre 2.22–2.26 Ga. Tres análisis más con edades de 1733, 1753 y 1758 Ma proporcionan valores de épsilon Hf de +2.57, +3.05 y +3.23 con sus respectivas edades modelo Hf (T_DM) en un paso entre 2.05–2.07 Ga y edades modelo Hf (T_DM2^C) entre 2.25–2.27 Ga. Por último, el zircón más viejo (1847 Ma; 1–sigma) tiene un valor de épsilon Hf de +3.68 y una edad modelo (Hf T_DM) en un paso de 2.12 Ga y una edad modelo Hf (T_DM2^C) en dos pasos de 2.29 Ga. La Figura 8C muestra imágenes de catodoluminis–cencia (CL) de los granos de zircón señalando el lugar del punto de ablación para los análisis geocronológicos (U–Pb) e isotópicos (Lu–Hf).

La segunda muestra de gneis bandeado cuarzo–feldespático de biotita–moscovita (PIN–07–25) tiene una edad ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb de 1725 ± 3 Ma (2 sigma; Figura 4D; Tabla 3). Los doce análisis individuales de Lu–Hf realizados en zircones de esta muestra de gneis bandeado se presentan en la Tabla 8 y Figuras 8 y 9. Estos doce datos isotópicos proporcionan un valor de épsilon Hf inicial medio ponderado de 3.0 ± 0.57 (MSWD = 0.68: n = 12) como se muestra en el histograma de la Figura 8D y con sus respectivas edades modelo Hf (T_DM) en un paso entre 1.98–2.06 Ga mostradas en el histograma de la Figura 8E y edades modelo Hf (T_DM2^C) en dos pasos entre 2.13–2.28 Ga. Los dos zircones más jóvenes (Tabla 8; puntos PIN–25–25 y PIN–25–7; 1686 y 1675 Ma) tienen valores de épsilon Hf inicial de +1.85 y +2.21 y edades modelo Hf (T_DM) en un paso de 2.05 y 2.02 Ga y edades modelo Hf (T_DM2^C) en dos pasos de 2.28 y 2.25 Ga, respectivamente. Ocho análisis, con edades entre 1702–1730 Ma, arrojaron valores iniciales de épsilon Hf entre +2.33 y +3.49 con edades modelo en un paso entre 2.00–2.05 Ga. Los dos granos más viejos (1760 y 1747 Ma) presentan valores de épsilon Hf de +5.05 y +2.96 cuyas edades modelo en un paso son de 1.98 Ga y 2.06 Ga y edades modelo Hf (T_DM2^C) en dos pasos de 2.13 y 2.25 Ga, respectivamente. La Figura 8F muestra imágenes de catodoluminiscencia de los zircones analizados por ablación láser para las determinaciones isotópicas de Lu–Hf y U–Pb.

En resumen, las dos rocas gnéisicas bandeadas paleo–proterozoicas (1764 y 1725 Ma) de la Zona Canteras–Puerto Peñasco muestran valores de épsilon Hf inicial entre +1.85 y +5.05 y presentan edades modelo de Hf (T_DM) en un paso relacionadas al manto empobrecido entre 1.98–2.12 Ga (Figura 9) y edades modelo Hf (T_DM2^C) en dos pasos entre 2.13–2.29 Ga, sugiriendo la fusión de una fuente mantélica con aporte cortical de corteza pre–existente.

6.0 Discusión

6.1 Geocronología U–Pb en zircones

Los resultados geocronológicos U–Pb en zircones, presentados en este estudio, sugieren que los dos gneises bandeados paleoproterozoicos de la Zona Canteras–Puerto Peñasco (Figuras 2A y 2B) tienen similitud con las rocas paleoproterozoicas reportadas en el área de Quitovac (Iriondo et al., 2004) y Cabeza Prieta–Pinacate (Nourse et al., 2005). Los zircones de ambas muestras están bien preservados y presentan una homogeneidad en composición y edad para cada una de ellas sugiriendo que estas rocas podrían ser ortogneises paleoproterozoicos como lo intuíamos por aspectos texturales de los mismos. Las nuevas edades U–Pb en zircones (muestra PIN–07–22 = 1764 ± 3 Ma y muestra PIN–07–25 = 1725 ± 3 Ma; Figuras 4A y 4D; Tabla 3) no coinciden con las edades U–Pb paleoproterozoicas antes propuestas para la zona de estudio (~1595–1709 Ma; Anderson y Silver, 2005), ya que éstas estaban sustentadas por escasas determinaciones en poblaciones de zircones (2 análisis por muestra) utilizando la técnica convencional ID–TIMS (Isotope Dilution–Thermal Ionization Mass Spectrometry). La complejidad de los zircones paleoproterozoicos estudiados hasta la fecha en Sonora queda constatada por la presencia de efectos de herencias y pérdida de plomo. Esto último asociado a los diferentes eventos tectónicos que han experimentado estas rocas desde tiempos precámbricos, principalmente el evento laramídico que lleva asociados deformación, metamorfismo y magmatismo (Iriondo et al., 2005).

6.2 Implicaciones Geoquímicas

Geoquímicamente, ambas muestras paleoproterozoicas contienen altos porcentajes de sílice (75.90–78.65 wt. %) probablemente debido a la alta recristalización–silicificación que experimentaron durante el proceso de gneisifcación. Ambos gneises presentan diferencias notables entre sí, reflejadas en los contenidos de elementos mayores, traza y tierras raras.

De forma general, la muestra PIN–07–22 presenta mayor afinidad geoquímica con las rocas tipo Yavapai presentes en la región de Quitovac, mientras que la muestra PIN–07–25 se asemeja más geoquímicamente a las rocas tipo Mazatzal para esa misma región (Tabla 6; Iriondo et al., 2004).

6.3 Estudios isotópicos de Sm–Nd en roca total y Lu–Hf en zircones

Los datos isotópicos Sm–Nd en roca total obtenidos para tres muestras de gneises bandeados paleoproterozoicos de la Zona Canteras–Puerto Peñasco presentan valores iniciales de épsilon Nd en un rango que va desde +1.86 hasta –0.57 con correspondientes edades modelo Nd (T_DM) de 1.91 a 2.02 Ga (Tabla 7). Estos valores indican que las fuentes de los magmas precursores de los gneises paleoproterozoicos pudieron derivar de la fusión parcial de una fuente mantélica con algún grado de contribución cortical, similar a las rocas de la provincia Yavapai en el SW de Norteamérica, incluyendo la región de Quitovac y algunas otras áreas con características similares en el NW de Sonora (Figura 2A; p.ej., Valenzuela–Navarro et al., 2003; Iriondo et al., 2004; Nourse et al., 2005; Amato et al., 2008; Gutiérrez–Coronado et al., 2008; Izaguirre et al., 2008).

En el gráfico de evolución de Nd (Figura 7) se muestran los rangos de edades U–Pb en zircones y los valores iniciales de épsilon Nd de las muestras de gneises bandeados paleoproterozoicos y se grafican junto con datos publicados de rocas ígneas de las provincias de basamento paleoproterozoico del NW de Sonora. En este gráfico las muestras PIN–07–21 y PIN–07–22 caen claramente dentro de la Provincia Nd 2 (Yavapai, Bennett y DePaolo, 1987), mientras que la muestra PIN–07–25 cae en el campo de la provincia Nd 1 (Mojave), cerca del límite entre las Provincias Nd 1 y 2 (Mojave–Yavapai), y pensamos que representa una roca Yavapai pero con mayor grado de contribución cortical que las otras dos muestras de gneis.

Por otro lado, conviene destacar que todas nuestras rocas contrastan claramente con los granitoides paleoproterozoicosde la provincia Mojave en la región de Death Valley que están caracterizados por valores iniciales de épsilon Nd entre –5.5 y –1.4 con correspondientes edades modelo Nd (T_DM) entre 2.0 y 2.6 Ga (Provincia Nd 1; Tabla 1 y Figura 7), representando una corteza altamente evolucionada con una componente cortical neoarqueana (Rämö y Calzia, 1998).

En general, concluimos que los silicificacióngneises paleoproterozoicos de la Zona Canteras–Puerto Peñasco son similares en edad y frma isotópica de Nd a las rocas de la provincia Yavapai del SW de los EUA como las definidas en la región de Quitovac (Iriondo et al., 2004; Tabla 6), Cabeza Prieta–Pinacate (Nourse et al., 2005) y en otros lugares del NW de Sonora.

Los análisis de Lu–Hf en zircones, utilizados como trazador isotópico de nuestras rocas paleoproterozoicas, son los primeros estudios de este tipo realizados en rocas mexicanas. En la actualidad, no existen muchos datos Lu–Hf similares a los obtenidos para rocas de basamento paleoproterozoico del SW de Laurencia que sirvan como base de comparación para interpretar los datos analíticos generados en este estudio. Sólo los estudios de Bickford et al. (2008) muestran datos de Lu–Hf en zircones de rocas ígneas paleoproterozoicas de la provincia Yavapai en Colorado, EUA, en la región de Gunnison–Salida, en donde comparan estos datos de Lu–Hf en zircones con datos isotópicos de Sm–Nd en roca total para rocas de la misma región (Hill, 2004), cuyas edades U–Pb de cristalización van desde 1700 hasta 1766 Ma (Bickford et al., 1989; Hill y Bickford, 2001). Los valores de épsilon Hf inicial para estas rocas presentan intervalos principalmente entre +1.07 y +5.63 y en ocasiones más altos, entre +8.71 y +14.79, con edades modelo Hf (T_DM) en un paso entre 1.58 y 2.21 Ga (Bickford et al., 2008).

En el presente estudio, en rocas de la Zona Canteras–Puerto Peñasco, se han determinado valores iniciales de épsilon Hf entre +1.85 y +5.05 y edades modelo de Hf (T_DM) en un paso entre 1.98 y 2.12 Ga, respectivamente (Tabla 8, Figuras 8 y 9), comparables con los datos de Sm–Nd en roca total para las mismas rocas que discutimos anteriormente. Estos datos Lu–Hf son similares a los obtenidos por Bickford et al. (2008) para rocas tipo Yavapai en Colorado y nos permiten corroborar la idea de que estas rocas presentan características tipo Yavapai sugiriendo que los magmas generadores de las mismas se derivan de fuentes mantélicas con algo de influencia de corteza continental preexistente (corteza inferior), algo similar a lo propuesto para zonas cercanas en Sonora como Quitovac, Cabeza Prieta–Pinacate, Cerro Prieto–Carina y Cerros San Luisito a partir de estudios de Sm–Nd en roca total (Iriondo et al., 2004; Nourse et al., 2005; Gutiérrez–Coronado et al., 2008; Izaguirre et al., 2008).

Las edades modelo Hf (T_DM) en un paso ("single–stage model ages") calculadas en este estudio, utilizando la relación ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf medida del zircón, proporcionan sólo una edad mínima para la fuente del magma a partir del cual cristalizó el zircón. Debido a esto se calculó, para cada zircón, una "edad modelo cortical" (edades modelo en dos pasos), la cual asume que la fuente del magma fue producida a partir de una corteza continental promedio (máfica, intermedia o félsica) que originalmente fue derivada del manto empobrecido. Las edades modelo Hf (T_DMC) en dos pasos ("two–stage model ages") fueron calculadas para la roca fuente del magma asumiendo valores de ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf para diferentes cortezas modelo. Por ejemplo, se utilizaron relaciones de 176Lu/177Hf = 0.010 para una corteza félsica promedio (Amelin et al., 1999), ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.015 para una corteza intermedia promedio (Griffin et al., 2002) y ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.022 para una corteza máfica promedio (Vervoort y Patchett, 1996; Tabla 8). Usar una relación Lu/Hf alta, típica de una corteza máfica promedio, como un reservorio huésped proporciona una edad modelo Hf máxima, mientras que los cálculos asumiendo un tipo de roca félsica proporciona edades modelo Hf mínimas. Por lo tanto, la edad modelo de Hf estimada para un zircón depende fuertemente de los parámetros de la fuente usados para el cálculo, es decir, la relación Lu/Hf que es usada para calcular la evolución isotópica de Hf del reservorio del zircón, desde el tiempo de la separación del manto empobrecido al tiempo de la formación del zircón.

6.4 Distribución de provincias paleoproterozoicas en Sonora: Implicaciones tectónicas

La ocurrencia de rocas paleoproterozoicas en la Zona Canteras–Puerto Peñasco en el NW de Sonora fortalece la idea actual sobre la distribución de las provincias de basamento paleoproterozoico en México (Figura 1) por corroborar la presencia de rocas tipo Yavapai en la parte más occidental del NW de Sonora. De esta manera, también se fortalece la hipótesis que propone la existencia de un doblez oroclinal hacia el SE, conocido como "doblez oroclinal Caborca" (Iriondo y Premo, 2009), que adquieren estas provincias paleoproterozoicas al adentrarse hacia México (Iriondo, 2007; Iriondo y Premo, 2009). Este doblez oroclinal quizás es resultado de la colisión de carácter oblicuo de arcos volcánicos paleoproterozoicos (Yavapai y Mazatzal) con corteza preexistente tipo Mojave y tiene una orientación geológica preferencial NW–SE en Sonora que contrasta con la orientación general NE–SW mostrada por las rocas paleoproterozoicas del SW de los EUA (Figura 1; Iriondo y Premo, 2009).

Estos avances en el conocimiento en la geología paleoproterozoica de Sonora permiten un mejor entendimiento del margen SW de Laurencia que podrá ser empleado para evaluar las diferentes reconstrucciones del supercontinente Rodinia propuestas hasta la fecha (Li et al., 2008).

A su vez, la ocurrencia de basamento tipo Yavapai encontrado en la Zona Canteras–Puerto Peñasco y en otros lugares del NW de Sonora también tiene implicaciones importantes en la evolución tectónica de la región, ya que se propone que este basamento Yavapai representa una zona de debilidad cortical (Iriondo, 2007; Iriondo y Premo, 2009) que pudo haber influido notablemente en diversos eventos geológicos importantes que han ocurrido desde tiempos proterozoicos hasta la actualidad a lo largo de esta franja del Yavapai mexicano. Por ejemplo, se piensa que esta zona de debilidad con orientación estructural NW–SE en Sonora (Figura 1), condicionó la orientación del rifting o ruptura del supercontinente Rodinia en el Neoproterozoico y el alineamiento de intrusivos asociados a un pulso magmático mesoproterozoico (~1.1 Ga). Además, se cree que también pudo haber influido en otros eventos geológicos posteriores en Sonora, como la ubicación preferencial para el emplazamiento del magmatismo y la formación de cuencas sedimentarias mesozoicas y la canalización de fuidos metamórficos para la formación del cinturón de Au orogénico laramídico, entre otros (Iriondo y Premo, 2009).

De hecho, una de las implicaciones más interesantes de este concepto de zona de debilidad es el descubrimiento de un pulso magmático pérmico en la Sierra Pinta en el NW de Sonora (Figura 2A) con edades U–Pb en zircones entre ~275–258 Ma. Pensamos que esta zona de debilidad pudo haber servido para que los primeros magmas generados por subducción en el arco magmático continental (margen activo) pérmico del SW de Norteamérica (Arvizu–Gutiérrez, 2008; Arvizu et al., en preparación.) ascendieran hacia la superfcie con mayor facilidad en su difícil camino a través de una corteza relativamente fría después de cientos de millones de años como corteza de margen continental pasivo formada posteriormente al rifting o ruptura del supercontinente Rodinia en el Neoproterozoico y/o Paleozoico Inferior.

Cabe señalar claramente que lo que consideramos zona de debilidad cortical Yavapai, es sólo una hipótesis para explicar algunos eventos geológicos ocurridos durante la evolución tectónica de Sonora cuya ocurrencia se encuentra espacialmente restringida a esta franja del Yavapai mexicano.

Conclusiones

Con base en la caracterización temporal, geoquímica e isotópica realizada, se concluye que las rocas presentes en la Zona Canteras–Puerto Peñasco, representadas por gneises cuarzo–feldespáticos bandeados paleoproterozoicos, se correlacionan con rocas de la provincia Yavapai del SW de Norteamérica, similares a las propuestas en las regiones de Quitovac y Cabeza Prieta–Pinacate y otras zonas del NW de Sonora, además de la región de Gunnison–Salida en Colorado, EUA. Dicha caracterización contrasta con la petrogénesis de las rocas típicas de la provincia Mo–jave, caracterizadas por una gran contaminación cortical, implicando que de existir rocas tipo Mojave en el NW de Sonora, éstas deberían de encontrarse al oeste de la Zona Canteras–Puerto Peñasco.

Agradecimientos

Agradecemos a las instituciones que otorgaron a Iriondo los proyectos PAPIIT/UNAM (clave IN113906–3) y CONACYT (clave 52163) por el financiamiento proporcionado para realizar trabajo de campo y estudios de laboratorio. De igual manera se agradece a la MINERA PENMONT por su apoyo logístico para llevar a cabo el trabajo de campo. Muchas gracias a Ofelia Pérez Arvizu por su colaboración en la realización de los análisis de elementos traza en el Laboratorio Ultralimpio y Espectrometría de Masas en el Centro de Geociencias de la Universidad Nacional Autónoma de México (CGEO–UNAM). A Juan Tomás Vásquez Ramírez y a Manuel Albarrán Murillo (ambos del CGEO) por la preparación de láminas delgadas para la petrografía y por la gran ayuda proporcionada en el trabajo de molienda y pulverización de las muestras, respectivamente. Agradecemos enormemente a Dan Miggins y Heather Lowers del U.S. Geological Survey de Denver por su ayuda en la obtención de imágenes de SEM–Catodo–luminiscencia. Igualmente agradecemos a Luigi Solari por el apoyo ofrecido para obtener imágenes de luz reflejada y transmitida para caracterizar los zircones. Agradecemos también a Francisco Abraham Paz Moreno por sus valiosos comentarios sobre la geoquímica y asesoría para el estudio petrográfico. Finalmente queremos agradecer a Paul A. Mueller por invitarnos a realizar los fechamientos U–Pb en zircones y las determinaciones isotópicas de Lu–Hf en los laboratorios de la Universidad de Florida en Gainesville, EUA.

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