Hf isotopic study of zircons from Permian granitoids of NW Mexico: Evidence for mixing of magmas derived from multiple crustal sources

Harim E. Arvizu^1* y Alexander Iriondo^1,2**

¹ Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro, Qro., 76230, México.*harimarvizu@geociencias.unam.mx

² Department of Geological Sciences, Jackson School of Geosciences, The University of Texas at Austin, Austin, TX 78712, USA. **iriondo@geociencias.unam.mx.

Manuscrito recibido: Enero 29, 2011 ]]> Manuscrito corregido recibido: Junio 17, 2011
Manuscrito aceptado: Junio 27, 2011

RESUMEN

En este trabajo se presentan datos isotópicos de Lu–Hf en zircones magmáticos de granitoides pérmicos asociados a subducción en el NW de Sonora, México. El microanálisis in situ realizado por la técnica de LA–MC–ICPMS muestra amplias variaciones en las composiciones isotópicas de Hf en zircones de la misma edad en una misma muestra de granitoide (hasta 15 unidades épsilon Hf). El rango de valores de épsilon Hf inicial para estos granitoides va desde –9.0 hasta –24.9. Esta variación sugiere una mezcla de magmas derivados de la fusión de diversas fuentes corticales que originaron a los granitoides pérmicos. Las edades modelo corticales de Hf para estos granitoides varían de 1.59 a 2.39 Ga, predominando el rango de 1.6–1.8 Ga, sugiriendo la fusión del basamento proterozoico que aflora en el noroeste de México para la formación de los granitoides pérmicos. Las relaciones isotópicas de Hf obtenidas ilustran la complejidad de los procesos de formación de magmas en la corteza continental. Esta complejidad raramente es revelada por estudios convencionales de geoquímica de elementos mayores y traza e isótopos de Sm–Nd en roca total.

Nuestra hipótesis para la generación de magmas desde el Proterozoico al reciente en el NW de México establece que inicialmente el manto contribuyó de manera importante en la formación de magmatismo paleoproterozoico. Posteriormente, desde el Mesoproterozoico hasta el Pérmico la corteza ha jugado un papel significativo en la generación de magmas. Durante el Mesozoico la participación cortical se reduce y en el Cenozoico, y más aún en el Cuaternario, la contribución del manto se incrementa y es muy significativa, terminando con magmatismo astenosférico basáltico (e.g., El Pinacate).

Palabras clave: isótopos de Hf, zircones, edades modelo de Hf, mezcla de magmas, fusión, fuentes corticales, granitoides, Pérmico, Sonora, México.

ABSTRACT

This study presents new Lu–Hf isotopic data for magmatic zircons from Permian granitoids interpreted to be associated with the early stages of subduction in NW Mexico. In–situ microanalyses by LA–MC–ICPMS technique indicate large variations in Hf isotopic compositions of zircons with the same age and from the same granitic rock sample (up to 15 epsilon Hf units). The range of initial epsilon Hf values for these Permian zircons is between –9.0 and –24.9, suggesting a mixture of magmas derived from melting of different crustal sources to generate the precursor magmas that formed the granitoids.

Our hypothesis about the evolution of crust/mantle input in magma genesis in NW Mexico from Proterozoic to the present proposes that the mantle played an important role in the initial stages of crustal formation (magmatism) during the Paleoproterozoic. Subsequently, from Mesoproterozoic to Permian time, the crust had apreponderant role in the generation of magmas. During the Jurassic and Cretaceous periods, the crustal input in magma formation starts to be significantly reduced in these subduction related magmas, to the point that Cenozoic felsic volcanic rocks have a large mantle component, but being this more extreme during the Quaternary, as basaltic lavas have an asthenospheric mantle signature with no evidence of crustal input (e.g., Pinacate Volcanic Field).

Key words: Hf isotopes, zircons, Hf model ages, magma mixing, melting, crustal sources, granitoids, Permian, Sonora, Mexico.

INTRODUCCIÓN

En los últimos años, el entendimiento de la sistemática isotópica de Lu–Hf en zircones ha avanzado sustancialmente gracias a recientes adelantos en la espectrometría de masas y en técnicas de microanálisis como la ablación láser (e.g., Thirlwall y Walder, 1995; Griffin et al., 2000, 2002; Woodhead et al., 2004; Iizuka y Hirata, 2005; Wu et al., 2006). Estos avances han permitido mejorar el conocimiento sobre el origen y evolución de la corteza y el manto (e.g., Patchett et al., 1981; Vervoort y Patchett, 1996; Blichert–Toft y Albarede, 1997; Amelin et al., 1999; Vervoort y Blichert–Toft, 1999; Vervoort et al., 1999; Bodet y Scharer, 2000; Chauvel y Blichert–Toft, 2001; Scherer et al., 2001; Griffin et al., 2002; Samson et al., 2003, 2004; Hawkesworth y Kemp, 2006a). Especialmente, estos avances analíticos y la comprensión del sistema isotópico Lu–Hf han jugado un papel importante en estudiar la corteza continental, determinando las composiciones isotópicas de Hf en zircones para intentar descifrar la petrogénesis de granitoides (e.g., Amelin et al., 2000; Griffin et al., 2000; Kemp et al., 2006, 2007; Zhang et al., 2006a; Zheng et al., 2006, 2007, 2008).

En este estudio reportamos las composiciones isotópicas de Hf obtenidas en zircones de granitoides pérmicos y cretácicos de la Sierra Pinta en el NW de México (Figuras 1 y 2) mediante microanálisis in situ realizados por la técnica de ablación láser (LA–MC–ICPMS). Esta investigación está basada en estudios analíticos previos de geocronología U–Pb en zircones y geoquímica de elementos mayores y traza realizados en dos conjuntos o "suites" graníticas pérmicas denominadas leucocrática y melanocrática (Arvizu et al., 2009a). Utilizamos el Hf como un trazador isotópico para avanzar en el conocimiento de la petrogénesis de este importante pulso magmático pérmico asociado, tentativamente, al inicio de la subducción y formación del margen continental activo del SW de Norteamérica (Arvizu et al., 2009a).

Nuestros datos isotópicos de Hf revelan una amplia variación en las composiciones isotópicas de Hf en zircones de edad similar en una misma roca. De acuerdo a esto, los datos obtenidos sugieren que estas variaciones podrían deberse a procesos de mezcla de magmas, evaluando además la posibilidad de la participación de múltiples fuentes de fusión corticales para la generación de los magmas precursores de estos granitoides pérmicos presentes en el NW de México.

EL ZIRCÓN COMO TRAZADOR ISOTÓPICO

El zircón no solo es apropiado para el fechamiento U–Pb sino también para estudios isotópicos de hafnio, ya que posee altas concentraciones de este elemento y bajas relaciones de Lu/Hf (típicamente <0.001) (Patchett et al., 1981; Fujimaki, 1986). Los isótopos de Hf se encuentran concentrados en la red cristalina del zircón, mientras que las tierras raras son mucho menos compatibles. Por lo tanto, las correcciones isotópicas de Hf debido al crecimiento radiogénico in situ son prácticamente insignificantes. En otras palabras, la composición isotópica de Hf en el zircón corresponde cercanamente a la relación isotópica inicial de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf heredada del magma al tiempo de su formación o crecimiento del zircón (Hawkesworth y Kemp, 2006b; Nebel et al., 2007).

Otra característica importante es que el zircón es un mineral altamente refractario con alto contenido de Hf y la metamictización y/o alteración posterior que podría afectarlo, generalmente, no tiene ningún efecto en los isótopos de hafnio debido a que es un elemento esencial en la estructura cristalina del zircón con una abundancia de ~5,000–20,000 ppm o valores más altos (Patchett et al., 1981; Fujimaki, 1986).

El hafnio funciona como un trazador isotópico en los procesos corticales y mantélicos (e.g., Taylor y McLennan, 1985; Vervoort y Blichert–Toft, 1999) y su sistemática en los zircones es relativamente inmune a eventos tectonotérmicos (Kinny et al., 1991; Kinny y Maas, 2003) proporcionando valiosa información sobre edades de formación cortical para las fuentes de las rocas ígneas (Stevenson y Patchett, 1990). Por lo tanto, la composición isotópica de Hf en zircones es una poderosa herramienta para caracterizar las fuentes de las rocas magmáticas y la proveniencia de sedimentos, incluso, han sido usadas para definir la composición y edad de formación de la corteza más antigua de la Tierra (Patchett et al., 1981; Amelin et al., 1999; Griffin et al., 2004; Davis et al., 2005; Harrison et al., 2005; Nebel–Jacobsen et al., 2005; Schmidberger et al., 2005; Hawkesworth y Kemp, 2006a). El zircón proporciona un registro único de la historia petrogenética de las rocas graníticas que simplemente no es similar al obtenido a partir de técnicas de geoquímica convencional (e.g., elementos mayores y traza) e isotópica de roca total, como en el caso del Sm–Nd, ya que el sistema isotópico Lu–Hf en zircones tiene como ventaja una mayor resolución en comparación con el sistema isotópico Sm–Nd.

MARCO GEOLÓGICO DEL MAGMATISMO PÉRMICO EN EL NW DE MÉXICO

La Sierra Pinta se localiza en el NW del Estado de Sonora, México (Figuras 1 y 2) y representa geológica y espacialmente uno de los principales afloramientos de rocas graníticas de edad pérmica reportados en esa región. Este magmatismo pérmico asociado a subducción y al inicio de la convergencia a lo largo del margen continental activo del SW de Norteamérica (Arvizu et al., 2009a) es de vital importancia para entender la evolución tectónica del NW de México, ya que la ocurrencia de este magmatismo se asocia tentativamente a una zona de debilidad cortical definida por la ocurrencia de un basamento tipo Yavapai en el NW de Sonora (e.g., Arvizu et al., 2009a; Mondo y Premo, 2010).

Estudios geológicos recientes de caracterización temporal, geoquímica e isotópica realizados por Arvizu et al. (2009a) en el área de estudio indican una amplia variedad litológica de granitoides pérmicos (Tabla 1) que forman dos grupos principales de granitoides; por un lado, granitoides melanocráticos con edades de cristalización U–Pb en zircones entre 275–258 Ma y, por el otro, un grupo de granitoides leucocráticos con edades en un rango similar entre 266–259 Ma. Claramente, las edades entre los dos tipos de granitoides se traslapan, pero la relación de campo existente entre estos dos grupos revela que los granitoides leucocráticos son más jóvenes ya que intruyen claramente a los melanocráticos, incluso cortando su foliación (Arvizu et al., 2009a).

En el área de estudio también aflora una unidad de paragneises y anfibolitas de edad pérmica de ~259 Ma; fechamiento U–Pb del zircón más joven de una muestra de paragneis (Arvizu–Gutiérrez, 2008). Esta unidad metasedimentaria que se encuentra localizada en la parte norte y sur de la Sierra Pinta (Figura 2) presenta una intensa deformación dúctil y se encuentra intruida por los granitoides pérmicos que cortan paralela y perpendicularmente su foliación. Una serie de diques graníticos (aplitas y pegmatitas) con edades U–Pb en zircones de ~67–68 Ma (Arvizu–Gutiérrez, 2008) cortan a los granitoides pérmicos y a la unidad de paragneises y anfibolitas. Finalmente, aflora una unidad volcánica de posible edad miocénica por correlación litológica con depósitos volcánicos de esa edad en la región. Las rocas volcánicas del Mioceno incluyen derrames de dacitas, andesitas y riolitas que sobreyacen discordantemente a la unidad metasedimentaria y al conjunto de granitoides pérmicos melanocráticos y leucocráticos (Arvizu–Gutiérrez, 2008). Cabe señalar que toda la región del NW de Sonora y, por consecuencia, nuestra área de estudio, se encuentra afectada por la extensión terciaria del "Basin and Range" como se aprecia en la actitud de la capas de la unidad volcánica miocénica, las cuales se encuentran inclinadas hasta 45 ° hacia el este (Figura 2).

En general, las características geoquímicas del magmatismo pérmico en la Sierra Pinta, detalladas en Arvizu et al. (2009a), indican una firma geoquímica de granitoides calcoalcalinos con alto potasio y de carácter peraluminoso a metaluminoso formados en un ambiente de arco volcánico continental revelando la existencia de un aporte cortical significativo para su formación.

RESULTADOS ISOTÓPICOS DE Lu–Hf EN ZIRCONES DE GRANITOIDES PÉRMICOS Y CRETÁCICOS DEL NW DE SONORA

Cuatro muestras representativas de granitoides pérmicos melanocráticos y leucocráticos, y dos muestras de granitoides cretácicos presentes en la Sierra Pinta fueron seleccionadas y analizadas para determinar las composiciones isotópicas de Lu–Hf en zircones (valores de εHf inicial y edades modelo corticales de Hf T_DM^C). Estas muestras fueron fechadas previamente por Arvizu et al. (2009a) y Arvizu–Gutiérrez (2008) por el método U–Pb en zircones utilizando la técnica de ablación láser con el fin de determinar su edad de cristalización (Tabla 1). Esto es importante ya que las edades de cristalización son necesarias para calcular las relaciones isotópicas iniciales y, por consiguiente, importantes para la interpretación de los datos isotópicos de Lu–Hf.

Para cada muestra se seleccionaron, cuidadosamente a partir de imágenes de microscopia óptica y de cátodoluminiscencia–SEM, de doce a catorce granos de zircón para su análisis (Figuras 3–7) [4, 5, 6]. El número de granos fue limitado ya que cada zircón debe mostrar una morfología cristalina externa característica y tener un tamaño suficientemente grande para acomodar por lo menos dos puntos analíticos de ablación, uno para el fechamiento U–Pb (~30 µm) y otro para el análisis isotópico Lu–Hf (~60 µm). En el Apéndice A se describe la preparación y caracterización de los zircones y en el Apéndice B, el método analítico y el proceso para los cálculos isotópicos de Lu–Hf en zircones. Además, en los Apéndices C y D, se discuten temas relacionados con la incertidumbre que existe en los valores de la constante de decaimiento de ¹⁷⁶Lu y el uso de las edades modelo de Hf, respectivamente. Estos aspectos son importantes para calcular y realizar las interpretaciones de los datos. Los resultados isotópicos de Lu–Hf completos se presentan en la Tabla 2 y se encuentran graficados en los diagramas de las Figuras 8, 9, 10.

Granitoides pérmicos

Cuarzomonzodiorita de hornblenda (PIN–07–1)

Esta muestra de cuarzomonzodiorita de hornblenda (PIN–07–1) pertenece al grupo de los granitoides pérmicos melanocráticos y aflora en el extremo norte de Sierra Pinta (Tabla 1 y Figura 2). Tiene una edad de cristalización ²⁰⁶Pb/²³⁸U de 275.1 ± 3.6 Ma (2 sigma).

Un total de quince análisis isotópicos de Lu–Hf en zircones fueron realizados en esta muestra, los cuales presentan composiciones isotópicas de Hf variables. Los resultados muestran valores en las relaciones de ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf que varían de 0.000830 a 0.002345 y con valores en las relaciones iniciales de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf desde 0.282001 hasta 0.282342 (Tabla 2). Nueve análisis proporcionan una agrupación de valores de εHf inicial de –9.0 a –10.2 con una media ponderada de –9.6 ± 0.7 (MSWD = 0.13; n = 9) calculada a 265 Ma y edades modelo Hf T_DM1^C en dos pasos o edades modelo corticales de 1.60–1.65 Ga (Figuras 8a y 8b) (ver Apéndice B para la explicación del cálculo de edades modelo de Hf). Esta agrupación de datos forman el pico A que se muestra en el diagrama de probabilidad de la Figura 8a. Por otro lado, cinco análisis arrojan valores más negativos de εHf inicial de –11.9 a –15.9 con un valor medio ponderado de –14.4 ± 2.1 (MSWD = 2.8; n = 5) con respectivas edades modelo Hf T_DM1^C en dos pasos de 1.75–1.95 Ga (Figura 7a). Estos cinco análisis definen el pico B mostrado en la Figura 8a. Por último, se analizó un grano de zircón que representa el muestreo de un núcleo heredado (punto de análisis PIN1_1 = 1142 Ma) con un valor bajo en la relación ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf de 0.000830 y 0.282001 para la relación inicial de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf. Este análisis proporciona un valor de épsilon Hf inicial de –2.0 con una correspondiente edad modelo Hf T_DM1^C en dos pasos de 1.93 Ga. Este dato se reporta en la Tabla 2 pero no fue graficado ni utilizado para los cálculos de los valores medios ponderados de épsilon Hf inicial, pero es de gran importancia para la interpretación como se discutirá más adelante. Con la excepción de este análisis de edad mesoproterozoica, las imágenes de cátodoluminiscencia revelan que dentro de los zircones analizados no existen herencias significativas o diferentes dominios de crecimiento magmático. Los zircones muestran una homogeneidad en el patrón de zoneamiento o crecimiento del zircón, con edades U–Pb similares, salvo el análisis PIN1_3 que muestra una edad un poco más vieja de 311 Ma con respecto al resto de los zircones (Tabla 2; Figura 3). Según los datos isotópicos de Hf, esta muestra presenta los valores de épsilon Hf iniciales menos negativos comparados con el resto de los granitoides estudiados que van desde –9.0 a –15.9 con una variación de ~7 unidades épsilon Hf (Tabla 1).

Granodiorita de hornblenda y biotita (PIN–07–4)

Esta roca melanocrática pérmica es una granodiorita de hornblenda y biotita (PIN–07–4) con una edad de cristalización ²⁰⁶Pb/²³⁸U de 258.3 ± 3.4 Ma (2 sigma) (Tabla 1 y Figura 2).

Los doce datos proporcionan valores en la relación de ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf entre 0.001104 y 0.001934, con valores iniciales de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf variando de 0.281914 a 0.282236 (Tabla 2). El valor de εHf inicial medio ponderado de –14.2 ± 0.6 (MSWD = 0.24; n = 10) fue calculado a 265 Ma y obtenido a partir de diez análisis que arrojan valores negativos de εHf inicial entre –13.3 y –14.9 con correspondientes edades modelo Hf T_DM1^C en dos pasos de 1.80–1.88 Ga (Figura 8d). Estos datos definen un pico B (Figura 8c), similar al de la muestra anterior ilustrado en la Figura 8a. El análisis de dos zircones (PIN415 y PIN4_9) proporciona valores de εHf inicial de –20.0 y –24.9 con sus respectivas edades modelo Hf T_DM1^C en dos pasos de 2.15 y 2.39 Ga, que definen los picos C y D, en el diagrama de probabilidad de la Figura 8c, respectivamente. Estos dos análisis fueron realizados en un dominio de crecimiento del zircón diferente al resto de los granos individuales de esta muestra (Figura 4) repercutiendo en la magnificación de los valores de épsilon Hf inicial. De los cuatro granitoides pérmicos analizados, esta muestra presenta composiciones isotópicas de Hf más homogéneas sin ninguna variación significativa en los valores de épsilon Hf inicial, salvo los dos últimos análisis discutidos anteriormente. No obstante, esta muestra tiene valores iniciales de épsilon Hf que varían de –13.3 a –24.9 con una variación de ~12 unidades épsilon Hf (Tabla 1).

Granodiorita de dos micas (PIN–07–10)

Esta muestra pérmica de granodiorita de dos micas (PIN–07–10) es representativa del grupo de los granitoides melanocráticos y tiene una edad de cristalización ²⁰⁶Pb/²³⁸U de 271.0 ± 2.5 Ma (2 sigma) (Tabla 1 y Figura 2).

Los zircones muestran patrones de cátodoluminiscencia homogéneos (Figura 5) con zoneamiento magmático bien marcado; sin embargo, algunos cristales presentan posibles dominios de herencia inferidos por los núcleos con alta luminiscencia.

Se analizaron doce granos de zircón en esta muestra, los cuales tienen relaciones de ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf y de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf iniciales de 0.000457–0.002379 y 0.281620–0.282343, respectivamente (Tabla 2). En el diagrama de probabilidad de la Figura 8e se puede observar el pico A, similar al de las otras muestras. En esta muestra el pico está representado por la agrupación de cinco análisis con valores de εHf inicial de –9.2 a –11.9 que proporcionan un valor medio ponderado de –10.6 ± 0.9 (MSWD = 1.15; n = 5) y con edades modelo Hf T_DM1^C en dos pasos de 1.60–1.74 Ga (Figura 8f). También se puede observar un pico B, similar al de las muestras anteriores, representado por dos análisis con valores εHf inicial de –13.5 y –15.3 proporcionando una media ponderada de –14.4 ± 1.4 (MSWD = 1.7; n = 2; Figura 8e). Sus correspondientes edades modelo Hf T_DM1^C en dos pasos son de 1.82 y 1.92 Ga, respectivamente (diagramas E y F de la Figura 8). De la misma manera, se aprecia un pico C en la Figura 8e formado por tres análisis, los cuales proporcionan un valor de εHf inicial medio ponderado de –21.3 ± 1.2 (MSWD = 0.83; n = 3) obtenido de valores entre –20.5 y –22.3 con edades modelo Hf T_DM1^C en dos pasos de 2.18–2.27 Ga. Por último, agrupamos dos análisis para formar el pico E con un valor εHf inicial medio ponderado de –34.4 ± 1.4 (MSWD = 0.61; n = 2) con correspondientes edades modelo Hf T_DM1^C en dos pasos de 2.79–2.91 Ga.

Ésta muestra tiene las composiciones isotópicas de Hf menos homogéneas con respecto al resto de los granitoides, con valores iniciales de épsilon Hf que van desde –9.2 a –34.9 con una variación de ~26 unidades épsilon Hf (Tabla 1). Esta variación podría estimarse de mejor manera, descartando ciertos análisis que pudieran representar el muestreo de herencias que claramente interferirían en la interpretación de los datos. Estos dos últimos análisis, que definen el pico E, son motivo de discusión ya que se puede observar en las imágenes de cátodoluminiscencia que son resultado del muestreo de dominios diferentes a los puntos de muestreo del resto de los granos individuales de zircón analizados para esta roca (Figura 5). Por ejemplo, el análisis PIN10_8 (Tabla 2; Figura 5) claramente corresponde al muestreo de un dominio de herencia, ya que el análisis geocronológico constata una edad U–Pb de 510 Ma para ese punto de dominio de zircón. Por su parte, el análisis PIN10_12 (Tabla 2; Figura 5) podría corresponder al muestreo de Hf de un núcleo heredado como lo revela la imagen de cátodoluminiscencia. De aquí la importancia de realizar sistemáticamente los estudios de U–Pb y Lu–Hf en el mismo dominio o punto de ablación, problemática que se discutirá en un apartado más adelante. De acuerdo a esto, podríamos reestimar el rango de variación de las composiciones isotópicas de Hf descartando estos dos últimos valores discutidos previamente, ajustando los valores de épsilon Hf inicial desde –9.2 hasta –22.3, con una variación de ~13 unidades épsilon Hf para los zircones con crecimientos magmáticos más homogéneos (Tabla 1).

Monzogranito de dos micas (PIN–07–15)

La muestra de monzogranito de dos micas (PIN–07–15) es la única muestra analizada del grupo de los granitoides leucocráticos. Tiene una edad de cristalización ²⁰⁶Pb/²³⁸U de 265.4 ± 3.1 Ma (2 sigma) (Tabla 1 y Figura 2).

Los granos individuales de zircón de este granito muestran patrones homogéneos de cátodoluminiscencia con apariencia similar, destacando sus fuertes zoneamientos magmáticos y algunos dominios que podrían corresponder a núcleos heredados (Figura 6).

Claramente, las composiciones isotópicas de Hf en estos zircones no son homogéneas y varían entre –9.2 y –24.1 con una variación de ~15 unidades épsilon Hf; la mayor variación en unidades de los granitoides estudiados (Tablas 1 y 2), no obstante todos los zircones de esta muestra tienen la misma edad pérmica.

Granitoides cretácicos

Monzogranito de moscovita (PIN–07–6)

Esta muestra es una pegmatita de composición monzogranítica que intruye a los granitoides pérmicos. La pegmatita tiene una edad de cristalización ²⁰⁶Pb/²³⁸U de 67.0 ± 1.3 Ma (2 sigma; ver detalles en Arvizu–Gutiérrez, 2008). Para esta muestra se realizaron un total de seis análisis isotópicos de Lu–Hf en zircones, los cuales muestran valores en la relación de ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf entre 0.000221 y 0.000538 y valores en las relaciones iniciales de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf que varían desde 0.282432 hasta 0.282486 (Tabla 2). Los seis datos proporcionan un valor de εHf inicial medio ponderado de –9.78 ± 0.80 (MSWD = 0.41; n = 6; Figura 9a) calculado a 70 Ma con correspondientes edades modelo Hf T_DM1^C en dos pasos o edades modelo corticales de Hf de 1.40–1.50 Ga (histograma de la Figura 9b). Las imágenes de cátodoluminiscencia de la Figura 7a muestran los zircones analizados, los cuales presentan una textura característica, quizás producto de una alteración por metasomatismo durante el mismo proceso de formación de los cuerpos pegmatíticos. También se revela que no existen dominios aparentes de herencia ni se observa un patrón de zoneamiento o crecimiento del zircón homogéneo como lo presentarían zircones ígneos comunes. Cabe señalar que a pesar de mostrar una estructura interna diferente, tal vez composicional, los zircones tienen edades similares y composiciones isotópicas de Hf homogéneas en un rango de –8.7 a –10.2 unidades épsilon Hf.

Monzogranito de moscovita y granate (PIN–07–14)

Este monzogranito pegmatítico también muestra relaciones de corte con los granitoides pérmicos y tiene una edad de cristalización ²⁰⁶Pb/²³⁸U de 68.34 ± 0.74 Ma (2 sigma; Arvizu–Gutiérrez, 2008). Un total de siete análisis isotópicos de Lu–Hf en zircones fueron realizados para esta muestra. Los resultados presentan valores en las relaciones de ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf que varían de 0.000043 a 0.000138 y valores en las relaciones iniciales de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf entre 0.282400 y 0.282519 (Tabla 2). Seis de los siete análisis proporcionan edades modelo Hf T_DM1^C en dos pasos entre 1.34–1.55 Ga con un valor de εHf inicial medio ponderado de –8.31 ± 0.80 (MSWD = 0.83; n = 6; Figura 9c) calculado a 70 Ma. Sólo un zircón proporcionó una edad modelo Hf T_DM1^C en dos pasos de 1.56 Ga con un valor de εHf inicial de –11.65 (Tabla 2 y Figura 9d). Los zircones de esta muestra también presentan texturas similares a la muestra pegmatítica anterior (Figura 7b), sin herencias ni un patrón de zoneamiento relacionado al crecimiento del zircón. Los granos muestran edades similares con composiciones isotópicas de Hf en un rango de –7.5 a –11.6 unidades épsilon Hf.

DISCUSIÓN

Posibles causas en las variaciones isotópicas de Hf asociadas al micromuestreo por ablación

La incorporación de Hf de inclusiones y/o microxenocristales desconocidos podría causar un incremento o disminución en las relaciones de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf medidas, resultando en la sobreestimación o subestimación de los valores de épsilon Hf. Sin embargo, este efecto de análisis "coctel" o de mezcla quizá no sea significativo para las mediciones isotópicas de Hf de las muestras de granitoides pérmicos, debido a que la mayoría de los puntos de ablación en los zircones parecen pertenecer a un dominio homogéneo de edad como lo sugieren las imágenes de cátodoluminiscencia y los fechamientos U–Pb (Figuras 3–7) [4, 5, 6].

Todas estas problemáticas pueden minimizarse utilizando la microsonda iónica para obtener primero la edad de cristalización mediante el sistema isotópico U–Pb y posteriormente, en ese mismo punto de muestreo, realizar la ablación para los estudios de Lu–Hf. Ésta estrategia de análisis isotópico de U–Pb y Lu–Hf en el mismo dominio de crecimiento del zircón y dentro de un mismo grano es comúnmente empleada en la actualidad gracias al desarrollo y a la mejoría de las técnicas de SHRIMP y LA–MC–ICPMS (e.g., Chu et al., 2006; Zhang et al., 2006a; Lee et al., 2007; y muchos más).

Variaciones de Hf en los zircones y mezcla de magmas en la generación de los granitoides pérmicos

Los zircones formados en una suite magmática homogénea teóricamente se esperaría que tuvieran la misma composición isotópica inicial de Hf y por lo tanto, deberían proporcionar valores de épsilon Hf y edades modelo de Hf similares. Sin embargo, los análisis isotópicos de Lu–Hf en zircones presentados en este y en otros trabajos indican lo contrario. Los análisis in situ de zircones realizados en granitoides pérmicos de la Sierra Pinta en el NW de Sonora, México, revelan amplios rangos de composiciones isotópicas de Hf para zircones de edad similar en una misma roca. Estas variaciones de hasta ~15 unidades de épsilon Hf inicial (Tabla 1 y 2) pudieran interpretarse como resultado de una mezcla de magmas de diferentes fuentes de fusión cortical. Todos los zircones analizados presentan valores de εHf < 0 (Figura 10), es decir, una firma isotópica cortical más evolucionada comparada con la firma isotópica esperada en zircones de origen mantélico (i.e., εHf > 0).

Existe la evidencia creciente de que la suposición de un magma huésped isotópicamente homogéneo es raramente cierto como se ha confirmado en algunos estudios recientes (Griffin et al., 2002; Kemp et al., 2005; Hawkesworth y Kemp, 2006b; Yang et al., 2007) y como lo sugieren las variaciones isotópicas de Hf en granos individuales de una población de zircones de edad homogénea, como se muestran en este estudio. Este resultado puede potencialmente revelar efectos de mezcla de magmas que de otra manera no podrían ser resueltos.

Una mezcla de magmas derivados del manto y de la corteza podría ser detectada por la inhomogeneidad en las composiciones isotópicas de Hf en los zircones de rocas ígneas (Belousova et al., 2006). Estudios recientes revelan que estas inhomogeneidades isotópicas en zircones pueden aclarar el origen de la fuente de los magmas y el papel de los procesos de mezcla de magmas en la generación de granitoides (Griffin et al., 2002; Wang et al., 2003; Kemp et al., 2005, 2007; Kemp y Hawkesworth, 2006; Yang et al., 2006a, 2007). Algunos estudios reportan grandes variaciones en los valores de épsilon Hf inicial en zircones como los que observamos en este estudio. Por ejemplo, Griffin et al. (2002) han documentado amplias variaciones en la composición isotópica de Hf en diferentes poblaciones de zircones en rocas magmáticas. Ellos reportan una variación de hasta 15 unidades épsilon Hf inicial en una sola muestra de granito sugiriendo que esta variación se explicaría con una mezcla de magmas. Por otro lado, Kemp et al. (2007) documentaron una variación de hasta 10 unidades épsilon Hf inicial también en una sola muestra de granito. En ambos casos, la mezcla de magmas generada a partir de diferentes fuentes de fusión ha sido utilizada para explicar estas variaciones importantes en el rango de valores de épsilon Hf.

Los datos isotópicos de Hf en este trabajo muestran en algunos casos una dispersión de hasta ~15 unidades épsilon Hf inicial (muestra PIN–07–15) para zircones con la misma edad y de una misma roca (Tabla 2). De acuerdo a esto, estas variaciones en las composiciones isotópicas de Hf podrían deberse a procesos de mezcla de magmas, las cuales deberían estar asociadas a variaciones en la composición del magma durante el crecimiento de los zircones. También podemos observar que estas importantes variaciones de épsilon Hf inicial que existen en la mayoría de los granitoides estudiados, definen, de forma tentativa, agrupaciones de valores que representan lo que hemos definido anteriormente como los picos A, B, C, D y posiblemente E, mostrados en los diagramas de probabilidad relativa de la Figura 8. Estos picos que representan valores medios ponderados de épsilon Hf inicial podrían revelar y/o representar diversas fuentes de fusión de origen cortical que discutiremos a continuación y que pudieron contribuir en la formación de los magmas precursores de estos granitoides pérmicos.

Correlación de edades modelo corticales de Hf con corteza conocida en el NW de México

Actualmente, no existe información isotópica de Lu–Hf en zircones, ni tampoco abundantes determinaciones de Sm–Nd en roca total en granitoides pérmicos en el NW de Sonora con la que podamos comparar nuestros datos. Sin embargo, existe un mayor número de determinaciones de datos isotópicos de Sm–Nd en roca total para rocas ígneas paleoproterozoicas presentes en la región, que sirve como base de comparación para interpretar y correlacionar nuestros datos. Arvizu et al. (2009b) realizaron estudios de Hf en zircones de rocas paleoproterozoicas que también utilizamos en este estudio para proponer la procedencia de las fuentes magmáticas a partir de las cuales se generaron los granitoides pérmicos de la Sierra Pinta.

Los análisis isotópicos de Sm–Nd en roca total, realizados por Arvizu et al. (2009a) en las mismas muestras de granitoides pérmicos estudiados aquí (Tabla 1), indican que diferentes fuentes de basamento cortical, seguramente paleoproterozoico, sirvieron para la generación de los magmas que dieron lugar a los granitoides pérmicos de la Sierra Pinta, en especial para los granitoides pérmicos melanocráticos. Estas fuentes muestran valores iniciales de épsilon Nd que van desde –10.4 hasta –14.5 con correspondientes edades modelo de Nd (TDM) en un rango que va de 1.6 a 1.7 Ga (Tabla 1), consistentes, en cierto modo, con las edades modelo de Hf más jóvenes determinadas en este estudio (picos A y B). La muestra pérmica de granitoide leucocrático de moscovita (PIN–07–2) (Tabla 1; Figura 2) que presenta un valor inicial de épsilon Nd de –19.2 tiene una edad modelo Nd (T_DM) más antigua de 2.6 Ga. Arvizu et al. (2009a) sugieren que ésta última muestra pérmica, y el resto de los granitoides leucocráticos que presentan generalmente abundantes herencias en la geocronología U–Pb en zircones, pudieran derivarse de fuentes corticales ricas en zircones más antiguos con influencia de corteza probablemente del Paleoproterozoico inferior (e.g., Rhyaciano–Sideriano = ~2050–2500 Ma) o Arqueana que no aflora en superficie, pero que existe evidencia de ella a partir de zircones detríticos de estas edades que se encuentran en rocas metasedimentarías paleoproterozoicas en la región del Bámuri (e.g., Castiñeiras et al., 2004) o puntualmente como herencias en rocas ígneas de edad variable distribuidas en el NW de Sonora (e.g., Enríquez–Castillo et al., 2009).

Los picos de valores isotópicos de Hf A, B, C, D y E, asociados a los granitoides pérmicos y mostrados en los diagramas de probabilidad (Figura 8), los podemos dividir en tres grupos que representarían fuentes corticales de fusión con diferentes grados de enriquecimiento con respecto a los valores iniciales de épsilon Hf. La primera agrupación de datos de Hf correspondería al pico A (Figura 8) y representaría la fuente más empobrecida (con los valores menos negativos), seguida del grupo B, que constituye una fuente más enriquecida con respecto a la fuente A. Por último, una combinación de los grupos C, D y posiblemente E correspondería a la fuente de fusión más enriquecida (con los valores más negativos de épsilon Hf inicial). Se puede observar que los zircones asociados a los grupos A y B están más enriquecidos que los resultados de rocas paleoproterozoicas de basamento Yavapai en la región, mientras que los grupos C, D y E están mucho más enriquecidos con respecto al basamento paleoproterozoico (Figura 10). Interpretamos que los fundidos precursores de los granitoides pérmicos fueron fuentes corticales inicialmente extraídas del manto en tiempo paleoproterozoico. Sin embargo, no sabemos si el material fundido haya correspondido a rocas propiamente de esa edad o por el contrario, se podrían haber fundido rocas de ~1.4 y/o Ga que tienen señales de extracción mantélica del paleoproterozoico (com. pers. Judith Castillón, 2010; estudios de Hf en zircones); esto también lo observamos en el zircón heredado PIN1_1 = 1142 Ma de la muestra de granitoide PIN–07–1 en la que calculamos una edad modelo Hf (T_DM1^C) en dos pasos de 1.93 Ga (Tabla 2).

A modo especulativo, los grupos A, B y la combinación de los grupos C+D+E, que representarían lo que interpretamos como las tres fuentes principales de fusión para producir los magmas graníticos pérmicos, pudieran estar relacionadas respectivamente con rocas de las tres diferentes provincias paleoproterozoicas de basamento presentes en el NW de Sonora: Mazatzal, Yavapai y Mojave (Figura 11). Esta hipótesis de trabajo se podría poner a prueba realizando más estudios isotópicos de Hf en las rocas paleoproterozoicas de las diferentes provincias de basamento y en un número mayor de rocas ígneas pérmicas.

HIPÓTESIS SOBRE LA EVOLUCIÓN MAGMÁTICA EN EL NW DE MÉXICO DESDE EL PROTEROZOICO HASTA EL PRESENTE

Los datos isotópicos preexistentes de rocas proterozoicas y fanerozoicas, principalmente de Nd en roca total y en menor medida de Hf en zircones, más los datos de Hf obtenidos en este estudio, los usamos a continuación para proponer una historia de evolución e interacción corteza–manto para la generación de los magmas que dieron origen a las rocas ígneas presentes en el NW de México desde tiempos proterozoicos (Figura 12).

Inicialmente, durante el ensamble del supercontinente Rodinia, el magmatismo paleoproterozoico de arco de islas (Whitmeyer y Karlstrom, 2007; Iriondo y Premo, 2010), que forma parte del actual basamento en el NW de México, fue principalmente derivado de una fuente extraída del manto con algún aporte cortical de corteza más antigua, como lo revelan los valores de épsilon Nd y Hf medidos y las edades modelo de Nd y Hf en el diagrama de evolución de la Figura 12. En el Mesoproterozoico, y después de un periodo sin expresiones de magmatismo, existe un pulso granítico de ~1.4 Ga con características de intraplaca derivado de un intento de rifting del supercontinente que no prosperó, pero que permitió la sutura de Rodinia por efectos de este magmatismo (e.g., Anderson, 1983; Anderson y Bender, 1989). Un pulso similar, pero algo más joven, se produjo a los Ga y está representado por la presencia de granitos y anortositas (e.g., Iriondo, 2007; Enríquez–Castillo et al., 2009). Para estas rocas ígneas mesoproterozoicas de ~1.4 Ga y Ga se han documentado edades modelo de Nd paleoproterozoicas; en un rango de ~1.7–1.9 Ga (e.g., Iriondo et al., 2004; Nourse et al., 2005) para las primeras y un rango de ~1.4–2.0 Ga para las segundas, con una participación muy notable de la corteza para su formación (Figura 12). Estos datos isotópicos de Nd y Hf sugieren que este magmatismo intraplaca se derivó de la fusión directa del basamento cortical paleoproterozoico sin observarse una contribución mantélica significativa (Figura 12).

En algún momento a finales del Mesoproterozoico, el supercontinente Rodinia inicia su ruptura, la cual habría culminado a principios del Cámbrico en el SW de Norteamérica (e.g., Stewart et al., 1972). A este acontecimiento extensivo lo sucede un periodo de calma, desarrollándose un margen continental pasivo que perduró hasta el Pérmico, cuando se inicia la subducción y con ello el establecimiento del arco magmático continental del SW de Norteamérica (e.g., Arvizu et al., 2009a). Claramente, la evidencia principal de la existencia de este margen pasivo, además de las potentes secuencias sedimentarias paleozoicas de plataforma (e.g., Poole et al., 2005), es la ausencia de magmatismo, existiendo un gap importante que duró cientos de millones de años.

Algunos autores (e.g., Arvizu et al., 2009a; 2009b; Iriondo y Premo, 2010) sugieren que los primeros magmas asociados a la subducción pérmica y al inicio del arco continental aprovecharon una zona de debilidad cortical o sutura paleoproterozoica para ascender hacia la superficie con mayor facilidad representada por la franja de Yavapai mexicano (Figura 11). Esto debió suceder a través de una corteza continental comparativamente fría después de cientos de millones de años como corteza de margen continental pasivo generada posteriormente al rifting o ruptura del supercontinente Rodinia en el Neoproterozoico y/o Paleozoico Inferior (Stewart et al., 1972; Li et al., 2008).

Es importante reiterar que estos granitoides fueron formados en un ambiente de arco volcánico continental, presentando características geoquímicas típicas de subducción (Arvizu et al., 2009a), pero los altos valores negativos de épsilon Hf revelan la existencia de una contribución cortical para su formación. Isotópicamente, esta participación de la corteza se ve reflejada en los valores altamente negativos en las unidades épsilon Nd y Hf de las rocas graníticas pérmicas (Figura 12a).

Durante el Mesozoico, el arco continental del NW de México empieza a madurar y las rocas ígneas jurásicas y cretácicas presentan un rejuvenecimiento en las edades modelo de Nd y Hf (Figura 12b), sugiriendo la fusión de fuentes mesoproterozoicas para su formación, como también lo revelan y constatan los datos isotópicos de Hf presentados en este estudio para pegmatitas cretácicas (Tabla 2). Todas las rocas magmáticas mesozoicas con valores menos negativos de épsilon Nd sugieren una contribución menos cortical para su generación, revelándose poco a poco lo que consideramos la firma isotópica del manto. Interpretamos que el aumento de la influencia mantélica se debe a que existe un buen acondicionamiento de los conductos o canales corticales que favorecen la canalización y el transporte de los magmas. Estos conductos o canales preestablecidos desde el Pérmico han sido lo suficientemente efectivos para el ascenso de los magmas mantélicos y podrían estar asociados a posibles zonas de debilidad cortical establecidas a lo largo de la franja del Yavapai mexicano (Figura 11).

Las rocas volcánicas miocénicas del NW de Sonora, de composición principalmente riolítica–dacítica, presentan edades modelo de Nd más jóvenes con respecto a las rocas mesozoicas discutidas anteriormente, variando en un rango entre ~500–600 Ma (Vidal–Solano et al., 2008) (Figura 12b). Parece existir una notable componente derivada del manto para la formación de estas rocas, como lo muestran sus valores de épsilon Nd positivos (épsilon Nd = +5 a+10) (Figura 12a).

La maduración–evolución del arco continental continua, y pierde contribución cortical incrementándose el aporte mantélico, el cual prospera hasta el extremo de que magmas cuaternarios (no asociados a subducción) representan la fusión de un manto astenosférico como se documenta en algunos campos volcánicos cuaternarios como El Pinacate y Moctezuma en el NW de Sonora y en algunos campos volcánicos del mismo tipo en el SE de California (Glazner et al., 1991; Lynch et al., 1993; Paz–Moreno et al., 2003). Estas rocas volcánicas de composición principalmente basáltica del SW de Norteamérica revelan una fuerte componente extraída del manto astenosférico sin contaminación cortical y presentan valores muy positivos de épsilon Nd entre +2 y +11, predominando un rango entre +8 y +11 y con edades modelo de Nd (TDM) en un rango aproximado entre 200–600 Ma (Figura 12b).

En resumen, proponemos una hipótesis sobre la maduración–evolución del arco continental del SW de Norteamérica para la generación de los magmas durante la parte superior del Fanerozoico, en la cual sugerimos que la participación de la corteza disminuye en la formación de los magmas a medida que evoluciona o madura el arco y, en consecuencia, la participación mantélica aumenta con el tiempo. Esta hipótesis explicaría el aumento de los valores positivos de épsilon Nd y Hf y el rejuvenecimiento de las edades modelo de Nd y Hf durante la evolución del magmatismo del arco continental en el SW de Norteamérica.

CONCLUSIONES

Los análisis isotópicos in situ realizados en zircones de granitoides pérmicos del NW de México revelan variaciones en las composiciones de Hf, sugiriendo una mezcla de magmas derivados de la fusión de diferentes fuentes corticales. Estos granitoides pérmicos no revelan evidencia clara de una firma isotópica mantélica juvenil debido a la alta asimilación cortical que experimentaron los magmas al momento de su formación. La mezcla de magmas de diferentes fuentes corticales, reflejada en los cambios en las composiciones isotópicas de Hf en los zircones de los granitoides pérmicos, fue importante en la generación de estas rocas magmáticas asociadas a subducción y al inicio del margen continental activo del SW de Norte América.

Los cambios composicionales se reflejan, principalmente, en los valores de épsilon Hf inicial, en un rango que va de –9.0 a –24.9 con una variación de aproximadamente 15 unidades épsilon para una sola muestra de granitoide. Tales variaciones, que solo pueden ser conciliadas, hasta el momento, mediante una mezcla de magmas, indican la participación de varias fuentes de fusión de origen cortical. Estas variaciones isotópicas de Hf en zircones magmáticos proporcionan una herramienta fundamental para realizar análisis detallados sobre la evolución de las rocas ígneas ofreciendo información importante sobre sus fuentes e ilustrando la importancia de la mezcla de magmas en la petrogénesis de granitoides.

Por último, presentamos una hipótesis sobre la evolución en la interacción corteza–manto para el proceso de generación de magmas desde el proterozoico al reciente. Básicamente, proponemos que en el Paleoproterozoico la participación del manto jugo un papel importante en la generación del magmatismo para después dominar el aporte cortical en la generación de los granitoides mesoproterozoicos y pérmicos. También sugerimos que a partir del Mesozoico, disminuye paulatinamente la contribución cortical para la formación de los magmas asociados a subducción como se aprecia en los valores más altos de épsilon Nd y Hf y en el rejuvenecimiento de las edades modelo de Nd y Hf de rocas ígneas jurásicas y cretácicas. En el Cenozoico, se reduce la participación de la corteza en la formación de los magmas al observarse mayor aporte mantélico en las rocas volcánicas miocénicas hasta predominar una fuente derivada de la astenosfera en las rocas volcánicas cuaternarias del NW de México.

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos a los proyectos PAPIIT/UNAM (claves IN113906–3 e IN116709) y CONACYT (claves CB52163 y CB82518), otorgados a Iriondo, 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 las campañas de campo y a Aldo Izaguirre Pompa por su valiosa colaboración en el trabajo geológico de campo. Agradecemos enormemente a Dan Miggins y Heather Lowers del U.S. Geological Survey de Denver por su asistencia en la obtención de imágenes de SEM–Cátodoluminiscencia. Igualmente, le damos las gracias a Paul A. Mueller por invitarnos a realizar las determinaciones isotópicas de Lu–Hf en zircones en los laboratorios de la Universidad de Florida en Gainesville, E.U.A. Asimismo agradecemos a George Kamenov y a David Foster por su apoyo logístico en estos laboratorios, así como la ayuda brindada en la reducción y manejo de los datos finales obtenidos en este estudio. Las primeras versiones de este manuscrito fueron beneficiadas por los comentarios y sugerencias hechas por Bodo Weber y Peter Schaaf. Finalmente, les damos las gracias a los revisores Patricio Montecinos (U. Católica de Chile) y Arturo Martín Barajas (CICESE), este último editor asociado de la RMCG, por sus comentarios y sugerencias constructivas sobre el manuscrito.

APÉNDICE A

Preparación y caracterización de muestras (zircones)

Los zircones de los granitoides pérmicos y cretácicos 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, Campus Juriquilla, Querétaro, de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM).

Aproximadamente, 100 granos de zircón de diversas morfologías de cada muestra fueron cuidadosamente seleccionados bajo un microscopio binocular 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.

Las imágenes de cátodoluminiscencia (Figuras 3–7) [4, 5, 6] y de luz reflejada y transmitida fueron obtenidas con el fin de determinar y caracterizar la estructura interna de los zircones y elegir los sitios potenciales para los análisis de Hf observando el zoneado relacionado a los cambios de composición química de los zircones, y así, detectar posibles inclusiones, sobrecrecimientos metamórficos o herencias que podrían cambiar el significado de la interpretación de los datos analíticos.

APÉNDICE B

Método analítico Lu–Hf y cálculo isotópico de las edades modelo Hf (T_DM) en zircones

Los análisis isotópicos de Lu–Hf en zircones, empleando la técnica de ablación láser, 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 (Multicollector 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 fin de minimizar la profundidad del hoyo de ablación y, de la misma manera, el fraccionamiento elemental. La mayoría de los análisis de Lu–Hf se llevaron a cabo con un haz de ~60 pm de diámetro (Figuras 3–7) [4, 5, 6] creando un hoyo de ~25–30 pm 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 e 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 e 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 éste estándar de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.282174 (± 0.000013; 2 sigma) y también de los resultados 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 ²⁰⁶Pb/²³⁸U 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 1.867 × 10^–11 años^–1, según Soderlund et al. (2004). Cabe señalar que en la actualidad existen diversos valores propuestos para la constante de decaimiento los cuales se discutirán en el siguiente apartado. 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 del crecimiento del zircón en un magma. Los resultados son representados con la notación convencional de épsilon Hf inicial (εHf_(t)), un valor que representa el 0.1‰ de diferencia entre la muestra y el reservorio uniforme condrítico (CHUR; Chondritic Uniform Reservoir) al tiempo de la cristalización del magma.

El fundamento básico de utilización de los isótopos de Hf (relación ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf) es el decaimiento de ¹⁷⁶Lu a ¹⁷⁶Hf, mientras que el ¹⁷⁷Hf es un isótopo estable. Durante la fusión mantélica, el Hf se particiona más fuertemente que el Lu. Por lo tanto, con el tiempo, la relación ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf evoluciona a valores más altos en el manto que en las rocas corticales. Durante la producción de magmas graníticos, se sabe que valores altos de ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf (i.e., εHf > 0) indican un aporte mantélico; fundidos máficos derivados directamente del manto o de la fusión de un corteza inferior máfica de edad joven derivada del manto. Por su parte, valores bajos en la relación ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf (εHf < 0) proporcionan evidencia de la participación de fuentes de fusión corticales.

Para el cálculo de las edades modelo Hf (T_DM) en un paso ("single–stage Hf model ages"), usadas comúnmente cuando los valores de épsilon Hf inicial son positivos, 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).

Usando una relación Lu/Hf alta, típica de una corteza máfica promedio, como un potencial reservorio huésped, proporciona una edad modelo Hf máxima, mientras que los cálculos, asumiendo un tipo de corteza félsica, proporcionan edades modelo Hf mínimas (Nebel et al., 2007). Por lo tanto, la edad modelo de Hf estimada para un zircón depende fuertemente de los parámetros de la fuente usados para su 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 hasta el tiempo de la formación del zircón.

La diferencia que existe entre los valores antes mencionados se debe a que el lutecio y el hafnio son elementos que fraccionan durante los procesos magmáticos, lo cual lleva a diferencias significativas en la relación Lu/Hf entre rocas primitivas y evolucionadas (Nebel et al., 2007).

Las notaciones de εHf₍₀₎, εHf_(t), T_DM y T_DMC están definidas como en Yang et al. (2006b):

en donde, (¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_zircón y (¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_zircón son los valores medidos de las muestras de zircón, (¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_CHUR = 0.0332 y (¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_CHUiy) = 0.282772 (Blichert–Toft y Albarede, 1997); (¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_DM = 0.0384 y (¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_DM = 0.28325 (Griffin et al., 2000), (¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_c = corteza promedio, t = edad de cristalización del zircón y l = 1.867 × 10^–11 años^–1 que es la constante de decaimiento para el ¹⁷⁶Lu (Soderlund et al., 2004) fueron usados para los cálculos presentados en este estudio (Tabla 2).

APÉNDICE C

Constante de decaimiento ¹⁷⁶Lu y limitaciones en las edades modelo Hf en zircones

Los parámetros mejor definidos y estimados de la literatura fueron asumidos en este estudio de Hf en zircones con el fin de extraer información confiable en el cálculo de las edades modelo de Hf (T_DM^C) en dos pasos o "edades modelo corticales de Hf, conocidas con este nombre en el amplio mundo de la geoquímica isotópica.

En la literatura, existen por lo menos dos grupos diferentes de valores para la constante de decaimiento de ¹⁷⁶Lu, los cuales han sido determinados por experimentos recientes de alta precisión. Por ejemplo, los valores de lambda (l) para ¹⁷⁶Lu de 1.86–1.87 × 10" años^–11 fueron determinados por comparaciones de edad utilizando minerales terrestres de edades proterozoicas y neoarqueanas (Scherer et al., 2001; Soderlund et al., 2004), mientras que valores de ~1.94–1.984 × 10^–11 años^–1 fueron determinados a partir de estudios de comparación de edad de meteoritos (Patchett y Tatsumoto, 1980; Blichert–Toft y Albarede 1997; Blichert–Toft et al., 2002; Bizzarro et al., 2003). La razón por la aparente discrepancia del valor de ¹⁷⁶Lu entre meteoritos y minerales terrestres es actualmente desconocida (Amelin y Davis, 2005). Sin embargo, en este estudio, elegimos el valor de 1.867 × 10^–11 años^–1 (Soderlund et al., 2004) debido a que es un valor ampliamente usado en la literatura y calibrado con materiales terrestres en lugar de meteoritos. En un ejercicio realizado con nuestro conjunto de datos isotópicos de Lu–Hf (ejercicio que no se reporta en este estudio), utilizando la constante de decaimiento ¹⁷⁶Lu de ~1.94 × 10^–11 años^–1 (calibrada para meteoritos), nos dimos cuenta de que nos proporciona edades modelo Hf (T_DM^C) en dos pasos aproximadamente un 10% más jóvenes que si utilizamos la constante de decaimiento de ¹⁷⁶Lu terrestre. Como se mencionará a continuación, las edades modelo Hf calculadas en dos pasos, además de depender de la relación Lu/Hf promedio, son muy sensibles también al valor empleado como constante de decaimiento ¹⁷⁶Lu. Aunque las variaciones en la edades modelo Hf en dos pasos podrían ser pequeñas, las cuales pueden rondar aproximadamente entre los ±100 Ma, se debe de considerar y tomar especial cuidado al momento de realizar las interpretaciones correspondientes, ya que podrían cambiar drásticamente el sentido o significado de los datos dependiendo del contexto geológico que se esté manejando. Sin embargo, nuestras conclusiones no se verían afectadas significativamente si constantes de decaimiento alternativas por muchos estudios recientes fueran usadas.

Además del tema de la constante de decaimiento de ¹⁷⁶Lu, los parámetros existentes del reservorio uniforme condrítico (CHUR) y del manto empobrecido (DM), comúnmente usados para el cálculo de las edades modelo de Hf, podrían no ser representativos para la Tierra silicatada total (e.g., Patchett et al., 2004). Esta discrepancia resulta en la implícita incertidumbre en los parámetros del manto empobrecido, los cuales están expresados y manifestados en el cálculo de la edad modelo de Hf para materiales terrestres (Lee et al., 2007).

APÉNDICE D

Cálculo y usos de las edades modelo Hf en zircones

Las edades modelo son comúnmente usadas para estimar el tiempo de separación de un fundido de un reservorio de referencia, es decir, el manto empobrecido (DM) o el reservorio uniforme condrítico (CHUR). Idealmente, las edades modelo Nd en roca total marcan el tiempo de separación de un fundido del reservorio del manto empobrecido. Tal "edad de formación cortical" tiene que estar relacionada a información geoquímica o geocronológica de la roca antes de que esta edad pueda ser interpretada en un contexto geológico pertinente (Nebel et al., 2007). Para la mayoría de las rocas ígneas y sedimentarias, estas edades modelo principalmente proporcionan tiempos de residencia cortical promedio debido a que las mismas rocas consisten de materiales de diferentes fuentes con edades de extracción mantélica diferentes (Arndt y Goldstein, 1987). Las edades modelo Hf de roca total principalmente proporcionan edades modelo promedio similares a las edades modelo Nd. En contraste, la información isotópica deducida de zircones individuales de edad conocida puede ser usada para calcular edades modelo Hf (T_DM^C) en dos pasos ("two–stage Hf model ages") o "edades modelo corticales" (Nebel–Jacobsen et al., 2005) antes discutidas.

Por otro lado, las edades U–Pb registran el tiempo de cristalización de un magma y eventos de metamorfismo, mientras que las edades modelo Hf en zircones son una medida de la edad de residencia cortical o el tiempo promedio desde que la fuente del magma del cual los zircones cristalizaron fue extraída de un reservorio mantélico específico, usualmente el manto empobrecido. De este modo, las edades U–Pb en zircones no proporcionan información evidente sobre si la nueva corteza formada en tal evento magmático es juvenil o retrabajada (Kemp et al., 2006; Zheng et al., 2006). Consecuentemente, al relacionar estas edades modelo Hf con las edades de cristalización U–Pb permite investigar la conexión temporal entre las edades de los episodios importantes de actividad ígnea y la formación y crecimiento de nueva corteza juvenil (Zhang et al., 2006b, 2006c).

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