Control temporal y geología del magmatismo Permo-Triásico en Sierra Los Tanques, NW Sonora, México: Evidencia del inicio del arco magmático cordillerano en el SW de Laurencia

Time control and geology of the Permo-Triassic magmatism at Sierra Los Tanques, NW Sonora, Mexico: Evidence for the beginning of the Cordilleran arc magmatism in SW Laurentia

Harim E. Arvizu^1,* y Alexander Iriondo¹

¹ Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro, Qro., 76230, México. ^* harimarvizu@hotmail.com

Resumen

Sierra Los Tanques se localiza en el NW del Estado de Sonora, México y representa uno de los principales afloramientos de rocas graníticas permo-triásicas reportados en esa región. Geocronología U-Pb en zircón realizada en dos grupos de granitoides, los cuales afloran en el área de estudio y en diversas localidades del NW de Sonora, proporcionan un rango de edades entre 284 – 221 Ma. Las variedades litológicas predominantes son las granodioritas, seguido por las cuarzomonzodioritas y monzogranitos. Se pueden diferenciar dos suites principales: granitoides melanocráticos y leucocráticos. La relación de campo existente entre los dos tipos es que los melanocráticos son más antiguos ya que son intrusionados por los leucocráticos. Esta característica es corroborada, en la mayoría de los casos, por las edades U-Pb en zircón obtenidas de las muestras de ambas suites.

La mayoría de los zircones de los granitoides permo-triásicos indican altas concentraciones de U (~ 47 – 9508 ppm), pudiéndose así explicar las pérdidas de Pb apreciadas en muchos de los zircones analizados. Los zircones permo-triásicos muestran relaciones Th/U altamente variables (0.01 – 0.73). La morfología prismática típica, además de las zonaciones oscilatorias de crecimientos magmáticos observadas en las imágenes de catodoluminiscencia, sugieren un carácter ígneo para estos zircones. La presencia de edades proterozoicas, que corresponden a núcleos heredados como se muestra en las imágenes de catodoluminiscencia, se asocia al basamento meta-ígneo de ~ 1.7 – 1.6 Ga, ~ 1.4 Ga y ~ 1.1 Ga presente en la región, confirmado por las edades proterozoicas obtenidas de rocas de basamento para la zona de estudio.

Estos granitoides permo-triásicos asociados a subducción representan evidencia del inicio del magmatismo cordillerano en el SW de Laurencia instaurado a lo largo del borde oeste de Pangea, inmediatamente después de culminar la colisión entre Gondwana y Laurencia. Este magmatismo es importante para entender la evolución tectónica del NW de México, ya que regionalmente su ocurrencia se asocia tentativamente a una zona de debilidad cortical relacionada al basamento paleoproterozoico del Yavapai mexicano en el NW de Sonora. El entendimiento de este pulso magmático también es de particular importancia ya que representa una fuente regional de zircones detríticos permo-triásicos no reconocida anteriormente para cuencas sedimentarias mesozoicas y cenozoicas en Sonora y sur de Arizona.

Este pulso magmático, relacionado a los estadios iniciales de la subducción que propició el establecimiento de un arco magmático continental en el SW de Norteamérica, es parte de un gran evento a nivel cordillerano que se extiende desde el oeste-suroeste de Estados Unidos pasando por Sonora, Chihuahua y Coahuila a través del centro y sur de México y hasta el norte de Sudamérica.

Palabras clave: Sierra Los Tanques, permo-triásico, arco magmático continental, subducción, Laurencia.

Abstract

Sierra Los Tanques is located in NW Sonora, Mexico, and represents one of the main outcrops of Permo-Triassic granitic rocks reported in the region. U-Pb zircon geochronology conducted in two groups of granitoids from various locations in NW Sonora provide a range of ages between 284 – 221 Ma. Rock types are dominated by granodiorite, followed by quartzmonzodiorites, and monzogranites. There are two main granitic suites—leucocratic and melanocratic granitoids. Field relationships between the two types suggests that the melanocratic granitoids are older as they are clearly intruded by the leucocratic suite. This field evidence is supported, in most cases, by the U-Pb zircon ages obtained in samples of both granitic suites.

Most of the zircons from these Permo-Triassic granitoids have high U concentrations (~ 47 – 9508 ppm), suggesting significant Pb loss in their crystal structure. The Permo-Triassic zircons show highly variable Th/U ratios (0.01 – 0.73). These zircons have an igneous origin not only because of their prismatic morphologies, but also due to their oscillatory zoning characteristic of magmatic growth as observed in cathodoluminescence studies. The presence of inherited cores, as shown in cathodoluminescence images, can be associated with the ages of meta-igneous Proterozoic basement present in Sierra Los Tanques (~ 1.7 – 1.6 Ga, ~ 1.4 Ga and ~ 1.1 Ga) that could have been incorporated during magma-genesis in Permo-Triassic time.

These granitoids associated with subduction give evidence for the beginning of cordilleran arc magmatism in SW North America (Laurentia) established along the western margin of Pangea immediately following the latest stages of the collision between Laurentia and Gondwana. This Permo-Triassic magmatism is important for understanding the tectonic evolution of NW Mexico. Tentatively, the occurrence of this magmatism is associated with a zone of crustal weakness spatially associated with the Mexican Yavapai basement province in NW Sonora. Understanding this magmatic pulse is also of particular importance as it represents a regional source of detrital Permo-Triassic zircons previously unrecognized for Mesozoic and Cenozoic sedimentary basins in Sonora and southern Arizona.

Lastly, this Permo-Triassic subduction-related magmatic pulse present in NW Sonora is part of a larger magmatic arc event along the American Cordillera that extends from western–southwestern United States, passing through northern, central, and southern Mexico and reaching northern South America.

Keywords: Sierra Los Tanques, Permo-Triassic, continental magmatic arc, subduction, Laurentia.

1. Introducción

El arco magmático cordillerano del SW de Norteamérica es uno de los más conocidos e investigados, sin embargo, su inicio y evolución geodinámica regional son muy controvertidos. Hasta hace poco no se tenía conocimiento sobre el tiempo exacto del inicio de la subducción. Algunos estudios geológicos proponían que la convergencia a lo largo del margen continental pasivo del Paleozoico en el SW de los EUA se había originado durante el Permo-Triásico por la presencia de plutones graníticos con edades entre ~ 260 – 207 Ma (e.g., Burchfiel y Davis, 1972, 1975, 1981; Kistler y Peterman, 1973; Dickinson, 1981; Burchfiel et al., 1992), la mayoría de edad triásica intrusionando al Cratón Laurenciano (e.g., Barth y Wooden, 2006 y sus referencias). Sin embargo, algunos de estos plutones, en la parte norte y centro de California y en el oeste de Nevada, se piensa que están relacionados a un magmatismo de arco de islas formado paralelamente al margen continental, el cual a la postre se acreció contra el continente durante el Mesozoico (e.g., Snow et al., 1991; Bateman, 1992; Burchfiel et al., 1992; Miller et al., 1992, 1995; Dunne y Saleeby, 1993; Schweickert y Lahren, 1993; Barth et al., 1997). Por su parte, los plutones en la parte sur de California y en el oeste de Arizona se encuentran asociados a subducción y fueron emplazados dentro de basamento proterozoico e intrusionando su cubierta meta-sedimentaria paleozoica (Barth et al., 1997; Barth y Wooden, 2006).

Como resultado del trabajo exploratorio regional en el NW de Sonora se han localizado nuevos afloramientos de rocas plutónicas asociadas al pulso magmático pérmico (Figura 1). Estas ocurrencias de afloramientos de rocas graníticas de edad permo-triásica, que intruyen a rocas de basamento meta-ígneo paleoproterozoico (~ 1.7 – 1.6 Ga) de la provincia Yavapai mexicana (Iriondo y Premo, 2010) que forman parte del SW de Laurencia, han permitido contribuir y avanzar en el conocimiento geológico de este pulso magmático mediante su reciente estudio de caracterización geoquímica y temporal (e.g., Arvizu et al., 2009a; Arvizu-Gutiérrez, 2012; Velázquez-Santelíz, 2014).

En general, las características geoquímicas del magmatismo Permo-Triásico en el NW de Sonora, detalladas en algunos trabajos recientes (e.g., Arvizu et al., 2009a; Arvizu-Gutiérrez, 2012), indican una firma geoquímica de granitoides calco-alcalinos con alto potasio y de carácter peraluminoso a metaluminoso, típica de granitoides formados en un ambiente de arco magmático, aunque revelando la existencia de una contribución significativa de la corteza continental para su formación (Arvizu e Iriondo, 2011), específicamente del basamento meta-ígneo de edad paleoproterozoica presente en el NW de Sonora (e.g., Iriondo y Premo, 2010).

El área de estudio de la Sierra Los Tanques (Figura 1) representa geológicamente uno de los afloramientos de mayor extensión de rocas ígneas permo-triásicas encontradas hasta la fecha en el NW de México. En particular, representa una localidad interesante por la existencia de las rocas más jóvenes de este pulso magmático encontradas hasta el momento, comparadas con las localizadas en otros lugares del NW de Sonora donde únicamente se han reconocido rocas del Pérmico medio-tardío (e.g., Sierra Pinta, Sierra San Francisco, Sierra Blanca; Figura 1), permitiendo extender este pulso magmático en la región hasta el Triásico tardío (~ 221 Ma) de acuerdo a los resultados obtenidos en este estudio.

En este trabajo se presentan datos geocronológicos de U-Pb en zircón, además de cartografía geológica, de granitoides permo-triásicos de la Sierra Los Tanques. Estos nuevos datos, junto a los ya existentes en la región, permitirán documentar y constreñir, por ahora, el rango de edad de este importante pulso magmático de edad permo-triásica en el NW de Sonora asociado, tentativamente, al inicio de la subducción y formación del margen continental activo del SW de Norteamérica (e.g., Arvizu et al., 2009a).

2. Geología de la Sierra Los Tanques

2.1. Localización

La Sierra Los Tanques está localizada en la porción noroeste del estado de Sonora, a ~ 15 km al suroeste del poblado de Sonoyta y a ~ 100 km al noreste de la ciudad de Puerto Peñasco; específicamente se encuentra al este del campo volcánico El Pinacate de edad cuaternaria (Figura 1). Así mismo se encuentra ubicada dentro de la Reserva de la Biosfera El Pinacate, en la parte más oriental del Gran Desierto de Altar, justo al sur de la frontera con Arizona (Figura 2).

Los primeros estudios de cartografía geológica en Sierra Los Tanques fueron los realizados por el Servicio Geológico Mexicano (2002) y posteriormente los llevados a cabo por Campbell y Anderson (2003). Estos últimos estudios son los más detallados, los cuales demuestran la complejidad geológica de la zona de estudio que es avalada por las descripciones litológicas mostradas en las leyendas de los mapas geológicos presentados en su trabajo. El propósito de su estudio fue realizar una cartografía geológica-estructural que les permitiera describir las estructuras y cinemática presentes en las rocas mesozoicas y precámbricas milonitizadas que afloran en el área, sugiriendo que estas rocas se formaron a lo largo de una falla lateral izquierda, activa a finales del Jurásico (concepto de la hipotética Megacizalla Mojave-Sonora; Silver y Anderson, 1974; Anderson y Silver, 1979, 2005).

2.3. Descripción geológica y marco tectónico de las unidades litológicas

El área de estudio fue dividida en tres sectores principales: Sector NW, Central y SE (Figuras 2 – 5) con fines logísticos para llevar a cabo la cartografía geológica. A continuación se describen las unidades litológicas en orden cronológico.

2.3.1. Proterozoico

2.3.1.1. Paleoproterozoico. Las rocas paleoproterozoicas presentes en la Sierra Los Tanques (Figuras 2 – 5) se encuentran como unidades litológicas de diversas composiciones constituidas principalmente por gneises bandeados cuarzo-feldespáticos de biotita, gneises de clorita-biotita y, en menor cantidad, paragneises de biotita y de dos micas incluyendo algunos esquistos y filitas de clorita-biotita-epidota. En algunas ocasiones, estas rocas se encuentran con intercalaciones de anfibolitas con espesor variable.

Los afloramientos principales de esta unidad litológica se encuentran en el sector sureste de la Sierra Los Tanques, en donde se ubican los afloramientos de mayor extensión y algunas exposiciones aisladas afloran en el sector central y noroeste (Figura 2). En varias localidades, principalmente en el sector sureste, esta unidad gnéisica paleoproterozoica aflora casi siempre como remanentes en o dentro de las rocas más jóvenes (granitoides permo-triásicos) a manera de techos colgantes (roof pendants) o como grandes bloques o xenolitos (Figuras 6 A y B).

La relación que tiene esta unidad con las rocas graníticas más jóvenes presentes en el área es de tipo intrusivo ya que la mayoría de los granitoides y pegmatitas-aplitas de edad permo-triásica se encuentran cortando perpendicular y/o sub-paralelamente a la foliación del basamento precámbrico (Figura 6C). En ocasiones también se observan bandas cuarzo-feldespáticas abudinadas (Figura 6D). Aunque en algunas zonas aún se preservan las texturas ígneas de los protolitos de estas rocas gnéisicas, en algunos otros lugares muestran una foliación milonítica (Figura 6E).

Edades U-Pb en zircón determinadas en gneises bandeados de varios afloramientos ubicados en diferentes sectores del área de estudio (estrellas verdes en la Figura 2) oscilan entre 1763 y 1682 Ma (Arvizu-Gutiérrez, 2012). Este rango de edades es similar al resto de las rocas del basamento paleoproterozoico presente en Sierra Los Tanques (1747 – 1720 Ma; R. García, com. pers., 2015) y consistentes y correlacionables con rocas en otras regiones en el NW de Sonora (e.g., Iriondo et al., 2004; Nourse et al., 2005; Izaguirre et al., 2008; Arvizu et al., 2009b).

2.3.1.2. Mesoproterozoico. El magmatismo mesoproterozoico en la Sierra Los Tanques está representado por un pulso granítico de ~ 1.1 Ga (Iriondo et al., 2008); uno de los dos episodios de actividad magmática mesoproterozoica (~ 1.4 Ga y ~ 1.1 Ga) asociados posiblemente a rifting, que son conocidos regionalmente en el SW de Norteamérica (e.g., Anderson y Cullers, 1999; Goodge y Vervoort, 2006 y sus referencias).

El afloramiento principal de granitoides mesoproterozoicos se encuentra en Lomas El Berrendo ubicado en la porción oriental del área de estudio (Figura 2). Estos cuerpos intrusionan a rocas de basamento más antiguo de edad paleoproterozoica que tienen características y afinidad con corteza tipo Yavapai (e.g., Iriondo y Premo, 2010). Afloramientos aislados se encuentran en el sector sureste de la Sierra Los Tanques (Figura 5) en contacto discordante con las rocas metavolcánicas-metasedimentarias jurásicas (Figura 5). Un granito mesoproterozoico en la Sierra Los Tanques ha sido fechado en 1100 ± 8 Ma; edad ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb en zircón determinada por Iriondo et al.(2008), y recientemente en otras localidades en un rango entre 1083 – 1064 Ma (estrellas amarillas en la Figura 2; R. García, com. pers., 2015).

2.3.2. Paleozoico-Mesozoico

2.3.2.1. Permo-Triásico. La unidad litológica predominante en la Sierra Los Tanques corresponde a un conjunto de granitoides permo-triásicos (Figuras 2 – 5). Las variedades litológicas presentes son las granodioritas y cuarzomonzodioritas, aunque también existen monzogranitos, monzodioritas, cuarzosienitas y cuarzomonzonitas (Tabla 1). Esta clasificación se detalla en el apartado de geoquímica en Arvizu-Gutiérrez (2012). Debido a la complejidad y a la gran diferenciación de los granitoides de esta unidad permo-triásica, estas rocas se pueden dividir en dos facies litológicas de acuerdo al índice de color (es decir, al contenido de minerales máficos y/o félsicos en la roca) en granitoides melanocráticos y leucocráticos. Petrográficamente también se pueden distinguir los dos grupos de granitoides, en general, ambos tipos de granitoides tienen texturas faneríticas a porfídicas con tamaños de grano medio a grueso, en algunas ocasiones con grandes fenocristales (Figuras 7 A y B). Algunos granitoides muestran texturas esquistosas-gnéisicas (Figuras 7 C y D) debido a la foliación incipiente producida por metamorfismo de bajo grado en facies de esquistos verdes asociado a un evento tectónico regional presente en el área de estudio de posible edad laramídica (R. García, com. pers., 2015). La plagioclasa, el cuarzo y el feldespato alcalino son las fases predominantes en la mayoría de los granitoides variando su contenido en mayor o menor proporción en cada una de las litologías presentes, aunque la plagioclasa tiende a ser la fase más dominante (Tabla 1). En menor cantidad se encuentran la hornblenda y la biotita (Figura 7E), las cuales son las fases máficas dominantes en los granitoides melanocráticos. Otro de los minerales comunes pero en los granitoides leucocráticos es la moscovita, típica de granitos peraluminosos. La moscovita es muy común en los granitoides leucocráticos y ocurre como mineral ígneo primario. Como mineral secundario reemplazando casi siempre al feldespato se observa mica blanca (Figuras 7 F y G). Algunos otros minerales secundarios, como la clorita y la epidota, también están presentes en algunas rocas, principalmente la clorita reemplazando a la biotita, y la epidota reemplazando a la plagioclasa y/o feldespato, igualmente en algunas ocasiones a la hornblenda (Figuras 7 H e I). Como minerales accesorios se encuentran principalmente el zircón, el apatito, la esfena o titanita y los minerales opacos como la magnetita-ilmenita, además del granate que es una fase mineral presente únicamente en los granitoides leucocráticos (Figuras 7 J, K y L).

El conjunto de granitoides permo-triásicos intrusionan a la unidad metamórfica paleoproterozoica de gneises bandeados cuarzo-feldespáticos. Se observan cuerpos graníticos que intrusionan sub-paralelamente a la foliación de los gneises bandeados, y en algunas ocasiones se ve cortando perpendicularmente a ésta (Figura 8A). También se aprecian pequeños bloques, a manera de enclaves, de la unidad gnéisica paleoproterozoica dentro de las masas graníticas leucocráticas (Figura 8B).

En los afloramientos de esta unidad granítica en el sector noroeste (Figura 3), las foliaciones presentan un patrón de rumbos E-W (85° NW – 80° NE) con echados variables entre 30° – 60° con dirección preferentemente hacia el SW. En algunas zonas los granitoides muestran un diferente patrón de foliaciones con rumbos NW-SE, específicamente 20° – 45° NW con echados entre 30° – 70° hacia el NE (Figura 3). Esta orientación de foliaciones también está presente en las rocas gnéisicas paleoproterozoicas que se encuentran dentro de esta unidad a manera de bloques o xenolitos o simplemente como basamento. Por su parte, los granitoides en el sector central (Figura 4) tienen un patrón homogéneo de foliaciones con rumbos NW-SE y echados entre 30° – 60° hacia el SW, preferentemente. En el sector sureste de la Sierra Los Tanques (Figura 5) se encuentra la mayor extensión de afloramientos de granitoides permo-triásicos. En esta zona las foliaciones de las rocas tienen rumbos NW-SE con echados hacia el SW. También existe un patrón de foliación diferente con rumbos N-S, variando 5° – 10° NW con echados entre 45° – 65° hacia el E-NE, foliación similar a las de las rocas de basamento paleoproterozoico presentes en la zona. En la porción central del sector sureste las foliaciones en los granitoides siguen siendo N-S con echados hacia el E-NE, mientras que en la porción más oriental, el patrón principal de las foliaciones cambia a rumbos NW-SE con echados hacia el SW, aunque existen rumbos N-S y echados contrarios hacia el E-NE (Figura 5) debido a que la deformación presente en esa zona está representada por plegamientos de la foliación.

Los dos grupos de granitoides, melanocrático y leucocrático, no presentan ninguna distribución preferencial espacialmente aunque en un afloramiento en el sector sureste de la sierra (Figura 5), los granitoides melanocráticos son más abundantes y son claramente intrusionados por los leucocráticos, cortando subparalelamente y, en algunas ocasiones, perpendicularmente a su foliación. En esa zona en la parte más sureste de la Sierra Los Tanques justo al norte de la Sierra Cipriano (Figura 5), existe un afloramiento de gran importancia que se denominó como afloramiento Cerro Microondas, en donde se observan relaciones de campo interesantes entre las unidades permo-triásicas que ejemplifican la deformación pérmica-triásica presente en esa zona. En general, abundan los granitoides leucocráticos foliados de moscovita y granate, aunque existe una cantidad importante de granitoides melanocráticos (granodioritas y cuarzomonzodioritas de hornblenda y biotita), los cuales son cortados subparalelamente a su foliación por los leucocráticos (Figuras 8 C y D). Estas dos unidades, a su vez, son cortadas por diques pegmatíticos-aplíticos (Figuras 8 E y F) de edad permo-triásica (estrellas amarillas en las Figuras 2 y 5; R. García, com. pers., 2015), los cuales contienen abundante granate. En algunas zonas, se observan bloques y/o xenolitos de la unidad melanocrática dentro de la leucocrática. En ambas unidades graníticas permo-triásicas también existen bloques o xenolitos de la unidad gnéisica paleoproterozoica, la cual es cortada por los granitoides melanocráticos y leucocráticos, y por los diques leucocráticos aplíticos-pegmatíticos. De la unidad melanocrática se realizaron fechamientos U-Pb en zircón proporcionando edades entre 267 – 250 Ma (R. García, com. pers., 2015; Figuras 2 y 5).

2.3.2.2. Jurásico Medio-Superior. En el área de estudio aflora una unidad metavolcánica-metasedimentaria del Jurásico Medio (R. García, com. pers., 2015), relacionado a la actividad de un arco magmático continental activo durante ese tiempo (Izaguirre-Pompa, 2009). Esta unidad está afectada por metamorfismo de bajo grado en facies de esquistos verdes y consiste principalmente en metariolitas y metandesitas. También están presentes rocas metavolcánicas esquistosas, filíticas y a veces gnéisicas con diferentes grados de deformación-milonitización. Los afloramientos de mayor extensión se localizan en la parte más oriental del área de estudio, en el sector sureste y en los alrededores del poblado de Sonoyta (Figuras 2 y 5). Por ejemplo, en la Sierra Los Tanques (Figura 5), esta unidad se encuentra en contacto discordante con las rocas más antiguas (unidad gnéisica paleoproterozoica) en la parte norte y más hacia el sur con la unidad granítica permo-triásica. Se han determinado edades U-Pb en zircón para los protolitos de estas rocas en un rango aproximado entre 176 – 164 Ma (R. García, com. pers., 2015; Figuras 2 y 5). Las foliaciones de esta unidad son variables predominando una familia con rumbos NW-SE y echados entre 40° – 80° hacia el NE. Algunas otras mediciones tienen buzamientos opuestos a esta familia debido a la deformación y plegamiento posteriores. Otro de los afloramientos de esta unidad jurásica se ubica en la parte noroeste de Lomas El Berrendo (Figura 2), en donde se expone una metariolita que está en contacto con la unidad de granito mesoproterozoico; en esa zona el contacto es de tipo intrusivo. Existe un fechamiento de U-Pb en zircones de ~ 180 Ma de una de estas rocas volcánicas (Campbell y Anderson, 2003) y otro más reciente, por el mismo método, de ~ 170 Ma (R. García, com. pers., 2015; Figuras 2 y 5).

2.3.2.3. Cretácico Superior. Extensos afloramientos de rocas graníticas de edad laramídica correspondientes al cinturón batolítico sonorense (e.g., Damon et al., 1983) afloran en los alrededores de la zona de estudio. Estas rocas varían entre granitos y monzogranitos de biotita o de dos micas, cuarzodioritas y cuarzomonzodioritas, predominando las granodioritas de biotita y/o hornblenda. Las expresiones más antiguas del magmatismo laramídico están representadas por pequeños cuerpos dioríticos ubicados en los sectores central y noroeste del área de estudio (Figuras 2, 3 y 4). El cuerpo más antiguo corresponde a una diorita de grano medio-grueso de ~ 78 Ma (R. García, com. pers., 2015) que corta a la unidad permo-triásica. Otros cuerpos corresponden a una cuarzomonzodiorita y una microdiorita con edades U-Pb en zircones determinadas por Arvizu-Gutiérrez (2012) de 75.4 ± 0.3 Ma y 72.7 ± 0.6 Ma, respectivamente, y que también intrusionan a rocas permo-triásicas. Existe también un fechamiento U-Pb en zircones de ~ 68 Ma (R. García, com. pers., 2015; ver estrellas de color amarillo en las Figuras 2 y 3) en una muestra de granito de biotita que corta localmente al basamento paleoproterozoico en el sector central (Figura 4). En la región también aflora un cuerpo granítico de edad laramídica de gran extensión llamado Cerro El Papalote (Figuras 2 y 3) en donde también existe un fechamiento U-Pb en zircones de ~ 73 Ma (R. García, com. pers., 2015; ver estrellas amarillas en las Figuras 2 y 3). Otras ocurrencias de este magmatismo del Cretácico Superior se localizan al sureste del área de estudio (Figura 2) en donde sobresalen dos grandes cuerpos graníticos que se identifican fácilmente por su elevada topografía; estos son la Sierra Cipriano y la Sierra Cubabi. En la Sierra Cipriano se han determinado edades U-Pb en zircones de ~ 68 Ma, mientras que para la Sierra Cubabi existen edades de cristalización de ~ 65 Ma (R. García, com. pers., 2015; ver estrellas amarillas para la ubicación en las Figuras 2 y 5). En la Sierra Cubabi, también se tiene el control temporal de aplitas y pegmatitas que cortan al plutón principal con edades de 62 y 59 Ma, respectivamente (R. García, com. pers., 2015). Estas edades más jóvenes, junto con la edad U-Pb en zircones determinada por Arvizu-Gutiérrez (2012) de 63.2 ± 0.6 Ma de una muestra de granito de dos micas, ubicada en el sector sureste de la Sierra Los Tanques (Figura 5), representan las expresiones del magmatismo laramídico más joven en la región.

2.3.3. Cenozoico

2.3.3.1. Mioceno. La presencia de un pulso magmático miocénico en la Sierra Los Tanques está representado por rocas volcánicas de composición basáltico-andesítica y por lavas riolíticas (e.g., Cerro Los Vidrios; Figuras 2 y 3). Una muestra de riolita de Cerros Los Vidrios, ubicada en el sector noroeste de la Sierra Los Tanques (Figura 3), fue fechada por Arvizu-Gutiérrez (2012) por el método U-Pb en zircones proporcionando una edad de 14.17 ± 0.13 Ma. Otro fechamiento de esta misma unidad riolítica, realizado anteriormente por Vidal-Solano et al. (2008) por el método ⁴⁰Ar/³⁹Ar en roca total, arroja una edad similar de 14.23 ± 0.15 Ma. Más hacia el suroeste, aproximadamente a 5 km de Cerros Los Vidrios en la localidad de Los Vidrios Viejos (Figura 2) existe un fechamiento ⁴⁰Ar/³⁹Ar en obsidiana, también de esta unidad riolítica, de 14.27 ± 0.87 Ma (Vidal-Solano et al., 2008). Se ha determinado una edad de ⁴⁰Ar/³⁹Ar en matriz volcánica de un basalto en la parte norte del sector noroeste de la Sierra Los Tanques (Figura 3) de ~ 22 Ma (F. Paz, com. pers.). Una muestra de esta unidad basáltica fue fechada por Vidal-Solano et al.(2008) en 19.0 ± 0.9 Ma por el mismo método pero en plagioclasa. Estas unidades lávicas miocénicas presentan basculamientos variables como reacción al pulso extensional Basin and Range presente en la región, mostrando en general, rumbos NW-SE con echados variables (aprox. 30° – 40°) hacia el NE y SW.

2.3.3.2. Cuaternario. Las rocas basálticas de edad cuaternaria y de composición alcalina que constituyen el Evento Volcánico El Pinacate (e.g., Gutmann, 1976, 1977, 1979, 1986, 2002; Lynch, 1981; Lynch et al., 1993; Gutmann et al., 2000), son encontradas coronando la mayoría de los afloramientos de la región. Cubriendo discordantemente a las rocas más antiguas afloran depósitos no consolidados del Cuaternario, constituidos por coluvión, aluvión y eólicos compuestos principalmente de gravas, arenas, limos y arcillas distribuidos al pie de las montañas y algunos otros cubriendo los amplios valles y rellenando cuencas locales (Figuras 2 – 5). Los sedimentos arcillo-arenosos transportados por acción eólica forman y modelan grandes dunas de arena.

3. Geocronología U-Pb en zircón de granitoides permo-triásicos de la Sierra Los Tanques

3.1. Introducción

A continuación se describen de forma general, las características de los zircones analizados y los resultados geocronológicos U-Pb de las muestras. Los datos geocronológicos obtenidos (diagramas de concordia U-Pb), además de imágenes de catodoluminiscencia de algunos de los zircones fechados más representativos de cada muestra, donde se observa el punto de ablación y la edad obtenida en ese punto del zircón se muestran en las Figuras 9 – 12. Todos los datos se reportan en la Tabla SE1 en el Suplemento Electrónico. Por otro lado, en la Tabla 1 se enlista un resumen de las edades permo-triásicas obtenidas, además de la localización de muestras y mineralogía de las diferentes unidades graníticas fechadas.

3.2. Descripción de zircones

Alrededor de 100 granos de zircón de cada muestra fueron estudiados utilizando imágenes de luz reflejada y transmitida, además de imágenes de catodoluminiscencia. Algunas imágenes de zircones representativos de cada muestra son mostradas en las Figuras 9 – 12. Vistos en luz transmitida, los zircones de todas las muestras comparten características similares: tienen formas euhedrales a subhedrales, la mayoría son incoloros, algunos granos exhiben tonos amarillos, además, la mayoría de los cristales muestran inclusiones. Las morfologías de los zircones principalmente son prismas bipiramidales alargados con bordes y puntas bien definidas, algunas veces ligeramente redondeadas, con relaciones de aspecto entre 1:3 y 1:4. Algunos cristales exhiben morfologías prismáticas cortas y anchas (stubby prisms), aunque predominando las primeras. Los tamaños son variables entre 100 – 350 µm pero la mayoría rebasando los 200 µm y los más grandes con tamaños > 300 µm.

Por otro lado, las imágenes de catodoluminiscencia (Figuras 9 – 12 D, H y L) revelan la naturaleza ígnea de los zircones mostrando estructuras internas típicas de crecimiento magmático con una zonación oscilatoria bien definida para la mayoría de los zircones. La mayoría de estos muestra una buena luminiscencia, revelando zonaciones oscilatorias suavemente marcadas en algunos granos. Otros cristales no exhiben una clara zonación oscilatoria sino que muestran una zonación más homogénea. Se ablacionaron intencionalmente los dominios zonados para determinar la edad de cristalización de cada roca (Figuras 9 – 12 D, H y L; Tabla SE1). Otra característica muy común y distintiva de los zircones de estos granitoides permo-triásicos es la presencia significativa de semillas o núcleos heredados que se distinguen fácilmente por presentar una alta luminiscencia y por ser redondeados (Figuras 9 – 12 D, H y L). Más del 50 % de los zircones de cada muestra presentan esta característica. Cabe señalar, que algunas de estas herencias fueron confirmadas por las edades U-Pb individuales obtenidas de algunos zircones (> 1.0 Ga, predominando un rango aproximado entre 1.6 – 1.8 Ga) (Figuras 9 – 12 D, H y L; Tabla SE1). En la mayoría de los zircones se muestra alta luminiscencia y zonaciones magmáticas oscilatorias bien definidas, algunos otros granos solamente muestran un núcleo heredado bordeado por un dominio más oscuro rico en U como lo indican las altas concentraciones (ppm) de ese elemento (Figuras 9 – 12 D, H y L; Tabla SE1). Algunos zircones muestran estructuras internas o texturas complejas no muy comunes en zircones magmáticos (Figuras 9 – 12 D, H y L), quizá producto de recristalización por metamorfismo o hidrotermalismo como lo revelan algunas de las relaciones muy bajas de Th/U (≤ 0.02, Tabla SE1).

3.3. Resultados

3.3.1. Granodiorita de biotita (TANW09-06)

El contenido de U es alto en un rango entre 277 – 2904 ppm y las concentraciones de Th varían de 56 – 419 ppm. Las relaciones Th/U varían de 0.06 – 0.27 (Tabla SE1). Se observan algunos zircones discordantes (2 – 14 %) que representan herencias con edades proterozoicas. Destaca la presencia de un zircón heredado con edad ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb de 1700 ± 17 Ma (zircón/análisis 15, Figura 9A; Tabla SE1). Por otro lado, los análisis más jóvenes (Figura 9B) muestran una dispersión a lo largo de la línea de concordia con diferentes grados de discordancia, debido a que representan zircones que han sufrido pérdida de Pb, o en el caso de zircones más viejos, representan herencias. Se determinó una edad ²⁰⁶Pb /²³⁸U media ponderada de 257 ± 5 Ma (2s, MSWD = 2.4, n = 4; Figura 9C) para ésta granodiorita de biotita.

3.3.2. Gneis de biotita (GneisSur-1)

Las concentraciones de U varían de 332 – 6125 ppm; las más altas pertenecen a los zircones más jóvenes a lo largo de la línea de concordia que han perdido Pb (Figura 9E), lo cual también es confirmado por los dominios más oscuros ricos en U (Figura 9H; Tabla SE1). El contenido de Th es bajo variando de 4 – 331 ppm, mientras que las relaciones Th/U tienen un rango entre 0.01 – 0.32. Se observa una población importante pero dispersa de zircones con edades permo-triásicas con diversos grados de discordancia (0 – 9 %) (Figura 9F). Algunos de estos análisis también representan la presencia de Pb común, efecto que puede deducirse cuando la edad ²⁰⁸Pb/²³²Th del zircón es más vieja que la edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U (Tabla SE1). Los análisis relativamente concordantes (≤ 3 %), proporcionan una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 255 ± 3 Ma (2s, MSWD = 2.3, n = 8; Figura 9G) que se interpreta como la edad de cristalización del protolito de esta roca gnéisica.

3.3.3. Granodiorita leucocrática de biotita y granate (aplita) (TANSE09-01)

Las concentraciones de U y Pb para los zircones son de 47 – 1479 ppm y 1 – 137 ppm, respectivamente, con relaciones Th/U entre 0.01 – 0.36 (Tabla SE1). Presencia de zircones heredados, identificados en las imágenes de catodoluminiscencia con edades proterozoicas entre 1.2 – 1.6 Ga (e.g., zircón/análisis 3, 6, 8, 19 y 25; Tabla SE1), ligeramente discordantes (1 – 5 %) (Figura 9I). Los datos más jóvenes de edad permo-triásica muestran una dispersión a lo largo de la concordia; algunos datos son relativamente concordantes (-2 a 2 %) y otros muestran pérdida de Pb (Figura 9J). Se determinó una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 254 ± 2 Ma (2s, MSWD = 2.5, n = 5; Figura 9K), interpretada como la edad de cristalización de este leucogranito con granate.

3.3.4. Monzogranito de biotita (CG09-10)

Los contenidos de U son de 260 – 3584 ppm (Tabla SE1). Los valores más altos de 3584 ppm y 1908 ppm corresponden a los análisis más jóvenes (zircón/análisis 32 y 15; Tabla SE1) con pérdida de Pb, los cuales se muestran a lo largo de la concordia (Figura 10B). Las concentraciones de Th varían de 7 – 1505 ppm mientras que las relaciones Th/U se encuentran en un rango entre 0.01 – 0.73, predominando los valores > 0.1 (Tabla SE1), típicas de zircones magmáticos. Se observan zircones heredados de edad mesoproterozoica con diversos grados de discordancia (< 5 % y > 10 %, Tabla SE1). Cabe destacar la presencia de dos zircones concordantes (0 y 1%) con edades ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb de 1090 ± 19 Ma y 1443 ± 18 Ma (Figura 10A). Los datos más jóvenes de edades permo-triásicas muestran una población de datos relativamente concordantes (Figura 10B) empleados para calcular una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 254 ± 3 Ma (2s, MSWD = 1.9, n = 9; Figura 10C), la cual se interpreta como la edad de cristalización del monzogranito de biotita.

Las concentraciones de U oscilan de 207 – 4518 ppm (Tabla SE1). Los valores más altos de U (2165 – 4518 ppm) representan los análisis más jóvenes que han experimentado pérdida de Pb. El contenido de Th varía entre 28 – 551 ppm con relaciones Th/U en un rango entre 0.03 – 0.42, prevaleciendo los valores > 0.1 (Tabla SE1). Existe un número elevado de zircones heredados de edad proterozoica (1591 – 1758 Ma) con diferentes grados de discordancia (-2 % a 10 %) (Figura 10E). Se destaca la presencia de dos análisis concordantes con edades de 1351 ± 28 Ma y 1643 ± 20 Ma (Tabla SE1). Un acercamiento a los zircones más jóvenes de edad permo-triásica (Figura 10F) muestra una población de análisis relativamente concordantes (< 4 %), los cuales fueron empleados para calcular una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 252 ± 3 Ma (2s, MSWD = 0.69, n = 7; Figura 10G) para este leucogranito de biotita. Los análisis más jóvenes no fueron utilizados para este cálculo debido a que representan zircones que han sufrido pérdida de Pb como lo indican las concentraciones altas de U (2165 – 4518 ppm; Tabla SE1).

3.3.6. Cuarzomonzodiorita de biotita (MICRO-3)

Las concentraciones de U y Th para los zircones analizados son de 394 – 4248 ppm y de 51 – 780 ppm, respectivamente, con relaciones Th/U que varían en un rango entre 0.08 – 0.25. Los valores más altos de U pertenecen a los análisis más jóvenes que pudieran representar zircones con pérdida de Pb. Se observa poca presencia de herencias, destacando un zircón heredado concordante con una edad ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb de 1716 ± 18 Ma (Figura 10I). Un acercamiento a los análisis más jóvenes (Figura 10J) permite visualizar una gran dispersión de datos con diversos grados de discordancia, aunque existen algunos análisis relativamente más concordantes entre -1 % y 3 %. Se determinó una edad ²⁰⁶Pb^/238U media ponderada de 243 ± 2 Ma (2s, MSWD = 0.23, n = 5; Figura 10K) para la muestra de cuarzomonzodiorita de biotita. Los análisis más jóvenes claramente han sufrido pérdida de Pb como lo podrían indicar los elevados contenidos de U de esos zircones (Tabla SE1).

3.3.7. Granodiorita leucocrática de biotita (GranCen-5)

Los zircones tienen de moderadas a altas concentraciones de U y Th (395 – 2106 ppm y 26 – 827 ppm, respectivamente) con relaciones Th/U que varían entre 0.05 – 0.47, predominando los valores > 0.1 (Tabla SE1). Se observan algunos análisis altamente discordantes > 3 % (entre 3 – 22 %) que representan zircones heredados (e.g., zircón/análisis 18, 20, 21, 25 y 30) (Figura 11A). Un acercamiento a los análisis más jóvenes muestra una población de datos dispersos, relativamente concordantes (≤ 3 %) a lo largo de la línea de concordia (Figura 11B). Se determinó una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 240 ± 3 Ma (2s, MSWD = 1.5, n = 5; Figura 11C) para la granodiorita leucocrática de biotita. El resto de los análisis, que se representan como elipses y cuadrados de color gris, no fueron usados para calcular la edad media ponderada debido a que representan zircones que han experimentado pérdida de Pb (análisis más jóvenes con altas concentraciones de U; Tabla SE1) y/o son zircones en donde simplemente se han muestreado dominios del zircón un poco más viejos.

3.3.8. Granodiorita leucocrática de dos micas (TANW09- 01)

3.3.9. Granodiorita leucocrática de biotita (TANC09-04)

El contenido de U para los zircones analizados va de 66 – 2495 ppm y de Th va de 12 – 1302 ppm con relaciones Th/U que varían entre 0.07 – 0.59, predominando valores altos > 0.1 (Tabla SE1). Existe un gran número de zircones heredados de edades proterozoicas ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb entre 1183 – 1934 Ma (Figura 11I), pero con diversos grados de discordancia (> 10 %, Tabla SE1). Los análisis más discordantes tienen valores entre 10 – 42 % de discordancia, mientras que los menos discordantes tienen valores < 5 % (Tabla SE1). Cabe destacar tres análisis concordantes (0 – 1 %) con edades ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb de 1191 ± 20 Ma, 1598 ± 17 Ma y 1720 ± 17 Ma. En el acercamiento a los datos más jóvenes (Figura 11J) se observa una agrupación de análisis representados por elipses y cuadrados de color negro, que han sido empleados para calcular una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 231 ± 1 Ma (2s, MSWD = 2.1, n = 6; Figura 11K), la cual es interpretada como la edad de cristalización de la granodiorita leucocrática de biotita.

3.3.10. Granodiorita leucocrática de biotita (LeucoCen-1)

Las concentraciones de U de los zircones van de 75 – 6455 ppm, algunas de las más altas corresponden a los análisis más jóvenes que se interpreta han sufrido pérdida de Pb. Por su parte, los contenidos de Th van de 3 – 1979 ppm con relaciones Th/U en un rango que varía de 0.01 – 0.60 (Tabla SE1). Se corrobora la existencia de varios zircones heredados que presentan diferentes grados de discordancia, destacando la presencia de tres análisis relativamente concordantes (< 2 %) con edades proterozoicas ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb de 1058 ± 21 Ma, 1287 ± 29 Ma y 1688 ± 19 Ma (Figura 12A). Un acercamiento a los datos más jóvenes (Figura 12B) permite visualizar una dispersión de los análisis con diferentes grados de discordancia a lo largo de la línea de concordia. Una población de zircones concordantes (- 1 % a 1 %) permite calcular una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 226 ± 5 Ma (2s, MSWD = 1.6, n = 5; Figura 12C) para este leucogranito de biotita. La agrupación de los análisis más jóvenes representa zircones que han experimentado una pérdida de Pb, como lo sugieren las concentraciones altas de U (1928 – 6455 ppm; Tabla SE1), comparadas con el resto de los análisis de esta muestra.

3.3.11. Granodiorita leucocrática de dos micas (GranCen-4)

Los zircones analizados tienen concentraciones altas de U entre 344 – 3118 ppm y contenidos de Th que varían de 36 – 549 ppm, con relaciones Th/U que van de 0.02 – 0.26 (Tabla SE1). Se observa una gran dispersión de los datos, los cuales poseen diferentes grados de discordancia (- 1 % a 19 %) (Figura 12E). Los análisis con edades más antiguas, altamente discordantes (> 10 %), representan zircones con algún grado de herencia. También existe una población de zircones más jóvenes, con mayor o menor grado de discordancia (aunque algunos muy concordantes), con edades entre 203 – 265 Ma que muestran gran dispersión a lo largo de la línea de concordia. Una agrupación de estos análisis, relativamente concordantes, permiten calcular una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 224 ± 3Ma (2s, MSWD = 1.8, n = 5; Figura 12F) que se interpreta como la edad de cristalización de esta granodiorita leucocrática de dos micas.

3.3.12. Granodiorita leucocrática de dos micas (GranCen-3)

Las concentraciones de U y Th para los zircones analizados son las más altas, comparadas con el resto de las muestras, variando de 604 – 9508 ppm y 87 – 958 ppm, respectivamente, con relaciones Th/U entre 0.03 – 0.26 (Tabla SE1). Se observa una gran dispersión de los datos con diferentes grados de discordancia (- 1 % a 13 %), aunque algunos análisis son más concordantes que otros (entre - 1 % y 3 %) (Figura 12H). Una población de zircones representada por la agrupación de los análisis en color negro (elipses y cuadrados) fueron utilizados para el cálculo de una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 221 ± 2 Ma (2s, MSWD = 2.0, n = 9; Figura 12I).

4. Discusión

4.1. Edad del magmatismo permo-triásico y geocronología U-Pb en zircón

El magmatismo permo-triásico del NW de Sonora se encuentra representado por un conjunto de granitoides con edades de cristalización U-Pb en zircón en un rango aproximado de 284 – 221 Ma (Figura 13). Este rango indica un intervalo de actividad magmática de aproximadamente 60 Ma, sugiriendo el inicio del arco continental en el Pérmico temprano hasta el Triásico tardío. Las rocas afloran en diversas localidades del NW de Sonora como en el área de estudio de la Sierra Los Tanques (este estudio; R. García-Flores, com. pers., 2015), Sierra Pinta (Arvizu et al., 2009a), Sierra San Francisco (Velázquez-Santelíz, 2014), Sierra Enterrada (Paz-Moreno, com. pers., 2011) y Sierra Blanca (Paz-Moreno, com. pers., 2011) (Figura 1). Cabe señalar que la mayoría de estas rocas permo-triásicas distribuidas en las zonas antes mencionadas estaban cartografiadas como de edad proterozoica o incluso como rocas del Cretácico tardío o del Paleógeno-Neógeno (e.g., SGM, 2002). En el histograma de la Figura 14 se muestra una distribución de los datos geocronológicos existentes del magmatismo presente en el NW de Sonora, además del tipo de tectonismo dominante desde el Proterozoico hasta el Cenozoico. A grandes rasgos, se observa que en el NW de Sonora existen diversos pulsos y gaps magmáticos representados por ausencia de magmatismo y por rocas ígneas con características calcialcalinas asociadas a subducción para formar el arco magmático continental cordillerano desde el Pérmico hasta básicamente el Mioceno (e.g., Izaguirre-Pompa, 2006, 2009; Vidal-Solano et al., 2008; Roldán-Quintana et al., 2009; Valencia-Moreno et al., 2011; Arvizu-Gutiérrez, 2012), estableciéndose éste, en un basamento de edad proterozoica y paleozoica y de naturaleza totalmente laurenciana (Figura 14) (e.g., Iriondo, 2001; Iriondo et al., 2004; Nourse et al., 2005).

Por otra parte, la mayoría de los análisis de zircón de los granitoides permo-triásicos muestran concentraciones altas de U, sugiriendo que han sufrido diferentes grados de pérdida de Pb. En el caso de los zircones más viejos, estos podrían representar zircones con diferentes grados de herencia en los cuales se muestreó parte de un núcleo o simplemente dominios más viejos del zircón como lo revelan las imágenes de catodoluminiscencia (Figuras 9 – 12 D, H y L).

En los gráficos de Edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U (Ma) vs. Concentración de U (ppm) de la Figuras 16 A – B se observan en (a) todos los análisis de zircón más jóvenes con edades < 300 Ma y en (b) un acercamiento a los zircones de edad permo-triásica (200 – 300 Ma). En ambos gráficos se observa una tendencia al incremento en las concentraciones de U a medida que el zircón/análisis es más joven. Es importante resaltar que la mayoría de los zircones con edades más jóvenes son zircones con valores altos en U (1000 – 6000 ppm) (Figuras 16 A-B, Tabla SE1) que sufrieron pérdida de plomo. De acuerdo a esto, no se descarta que algunos análisis de edades triásicas pudieran haber sido zircones pérmicos con pérdida generalizada de Pb siguiendo una trayectoria a lo largo de la línea de concordia (Figuras 9 – 12 D, H y L).

4.2. Relaciones Th/U como indicadores del origen de zircones ígneos y metamórficos

Las relaciones Th/U se han convertido en un criterio comúnmente empleado para distinguir entre ambientes magmáticos, metamórficos e hidrotermales de formación del zircón (Harley et al., 2007). Incluso, algunos geocronólogos han reconocido por algún tiempo que la relación Th/U podría ser usada como un discriminante de primer orden entre zircones magmáticos y metamórficos (e.g., Bibikova, 1984; Pidgeon et al., 2000). Empíricamente, las relaciones Th/U de zircones magmáticos tienden a ser > 0.1 (Vavra et al., 1999; Hoskin e Ireland, 2000; Pidgeon et al., 2000; Belousova et al., 2002; Hidaka et al., 2002), mientras que las relaciones Th/U de los zircones metamórficos suelen ser < 0.1 (Hoskin e Ireland, 2000; Hidaka et al., 2002; Rubatto, 2002). Sin embargo, existen muchas situaciones con relaciones > 0.1 para zircones metamórficos (Vavra et al., 1999; Kröner et al., 2000; Wilde et al., 2001) y < 0.1 para zircones magmáticos (Young et al., 1995; Compston, 1995; Elburg, 1996; Muir et al., 1996; Singh et al., 2002; Lund et al., 2002; Li et al., 2003; Zhai et al., 2005). Las causas de las variaciones de tales relaciones Th/U son altamente controversiales (Klötzli, 1999) y su uso ha sido re-evaluado en vista de observaciones texturales y otros criterios químicos (e.g., Möller et al., 2003).

Aunque algunas de las relaciones Th/U en los zircones permo-triásicos analizados en este estudio son muy bajas (< 0.1) (Figura 16C; Tabla SE1), valores que podrían interpretarse como relaciones típicas para zircones metamórficos, la morfología prismática típica, además de las texturas observadas en las imágenes de catodoluminiscencia indican que la mayoría de los zircones son fácilmente asignados a un origen ígneo, ya que se aprecian zonaciones oscilatorias típicas de crecimiento magmático (Figuras 9 – 12 D, H y L). Sin embargo, algunos zircones exhiben texturas o estructuras internas no muy comunes en zircones magmáticos (Figuras 9 – 12D, H y L), quizá producto de recristalización por metamorfismo o disolución por actividad hidrotermal como lo revelan algunas de las relaciones muy bajas de Th/U (≤ 0.02, Figura 16C; Tabla SE1). Se han documentado que estas relaciones tan bajas de Th/U son típicas de zircones que se han formado durante metamorfismo de alto grado (e.g., Williams y Claesson, 1987; Maas et al., 1992; Rubatto, 2002; entre otros) o zircones asociados con interacciones fluido-mineral en estadios tardíos a temperaturas moderadas a altas, durante la cristalización de los zircones (e.g., Vavra et al., 1999; Harley et al., 2001; Carson et al., 2002). Algunos otros zircones no muestran una zonación clara, sino dominios más oscuros ricos en U (Figuras 9 – 12 D, H y L) como lo indican las concentraciones altas de este elemento (Tabla SE1).

Las altas variaciones en los contenidos de Th (~ 1 – 1503) y U (~ 47 – 9508) (Figura 16D; Tabla SE1) en los zircones permo-triásicos analizados también podrían indicar que existe una zonación química dentro de los cristales de zircón como los demuestran las imágenes de catodoluminiscencia. Algunos reportes sobre relaciones bajas de Th/U en zircones magmáticos (e.g., Zheng et al., 1999) sugieren que los valores bajos en estas relaciones, determinados en los zircones magmáticos de los granitoides permotriásicos son razonables.

Por ejemplo, las concentraciones de U y Th promedio en zircones graníticos han sido propuestas en 1330 ppm y 630 ppm, respectivamente (Figura 16D; Ahrens et al., 1967). Un resultado similar fue obtenido por Lyakhovich (1973), mostrando promedios de U y Th para zircones graníticos de 1150 ppm y 886 ppm, respectivamente (Figura 16D). Sin embargo, análisis más recientes muestran que los valores de U y Th en zircones graníticos son mucho menores que los valores aceptados antes mencionados (Wilde y Youssef, 2000; Claesson et al., 2000; Da Silva et al., 2000; Eichhorn et al., 2000; Singh et al., 2002; Lund et al., 2002; Zhou et al., 2002; Li et al., 2002; Thrane, 2002; Li et al., 2003; Liu et al., 2004; Zhai et al., 2005). Inclusive, en un trabajo recientemente publicado por Wang et al.(2011), donde se hace una compilación de datos de literatura, muestra que los contenidos de U y Th en zircones de rocas graníticas están mejor representados por valores promedio de 350 ppm y 140 ppm, respectivamente (Figura 16D). Aunque, como se mencionó anteriormente, valores mucho más altos de U y Th (> 1000 ppm para ambos) en zircones magmáticos han sido reportados en la literatura.

El criterio propuesto para distinguir entre zircones magmáticos y metamórficos utilizando las relaciones Th/U (e.g., Rubatto, 2002; Hoskin y Schaltegger, 2003) no es infalible de acuerdo a las variaciones considerables de este parámetro marcadas en varios trabajos (e.g., Carson et al., 2002; Kelly y Harley, 2005). Los datos de este estudio apoyan esta conclusión, ya que los zircones permo-triásicos muestran relaciones Th/U altamente variables (0.01 – 0.73; Figura 16D), variaciones similares a los valores propuestos para zircones magmáticos y/o metamórficos reportados en literatura (e.g., Ahrens et al., 1967; Lyakhovich, 1973; Wang et al., 2011). Dado este hecho y la evidencia de relaciones variables de Th/U descritas anteriormente, los valores de Th/U pueden sólo ser usados con precaución y en colaboración con otros criterios químicos para valorar el origen del zircón dentro de su contexto textural como lo podría ser la geoquímica de REE en el zircón.

El estudio de las rocas paleoproterozoicas del SW de Norteamérica ha permitido caracterizar y proponer una división del basamento paleoproterozoico en el margen continental del SW de Laurencia en tres diferentes provincias: Mojave, Yavapai y Mazatzal (Figura 17A) (e.g., Karlstrom et al., 1987; Karlstrom y Bowring, 1988; Karlstrom y Bowring, 1993; Wooden y Miller, 1990; Iriondo et al., 2004; Iriondo y Premo, 2010 y sus referencias). La presencia de rocas paleoproterozoicas aflorantes en el NW de Sonora, como en las regiones de Quitovac, Cabeza Prieta-Pinacate, Cerros San Luisito, Cerro Prieto y Zona Canteras-Puerto Peñasco (Iriondo et al., 2004; Nourse et al., 2005; Gutiérrez-Coronado et al., 2008; Izaguirre et al., 2008; Arvizu et al., 2009b) sugiere mediante estudios geocronológicos, geoquímicos e isotópicos que el basamento cristalino en esta región presenta similitudes con rocas asociadas a la provincia Yavapai, por lo que se propone la extensión de estas provincias hacia México (Figuras 17 A y B).

Iriondo (2005, 2007) sugiere que la agrupación de rocas paleoproterozoicas con características Yavapai en Sonora, que mantienen una dirección estructural predominantemente NW-SE (Figura 17), han podido actuar como una zona de debilidad cortical (sutura) desde el Paleoproterozoico. Esta debilidad pudo haber condicionado notablemente algunos eventos geológicos subsecuentes presentes en Sonora como la orientación del rifting continental durante la ruptura del supercontinente Rodinia; la ubicación preferencial para el emplazamiento del magmatismo y la formación de cuencas sedimentarias mesozoicas; la canalización de fluidos metamórficos para la formación del cinturón de Au orogénico laramídico; la ubicación preferencial para el magmatismo terciario, principalmente volcanismo; la orientación de la apertura (rifting) del Golfo de California; y quizá, la presencia de magmatismo máfico cuaternario (e.g., Campos volcánicos del Pinacate y Moctezuma) a lo largo de la franja de corteza Yavapai.

Algunos autores (e.g., Arvizu et al., 2009a; 2009b; Iriondo y Premo, 2010) sugieren que esta zona representada por la franja de Yavapai mexicano (Figura 17) también sirvió para que los primeros magmas asociados a la subducción permo-triásica y al inicio del arco magmático continental cordillerano del SW de Norteamérica ascendieran hacia la superficie con mayor facilidad (Figura 17B). Esto a través de una corteza continental comparativamente fría después de cientos de millones de años como corteza de margen continental pasiva generada posteriormente al rifting o ruptura del supercontinente Rodinia en el Neoproterozoico y/o Paleozoico Inferior (Stewart, 1976, 1988; Li et al., 2008) (Figura 14).

Cabe aclarar que lo que se considera como zona de debilidad cortical Yavapai es sólo una hipótesis para explicar el conducto por el cual los magmas generados por subducción durante el permo-triásico ascendieron hacia la superficie. Sin embargo, aún no se puede demostrar pero estudios recientes antes mencionados indican que esta hipótesis podría ser factible para explicar la presencia de las rocas ígneas permo-triásicas en el NW de Sonora como en las localidades de Sierra Enterrada, Sierra Blanca, Sierra San Francisco, Sierra Los Tanques y Sierra Pinta (Figura 17B).

4.4. Relación entre el magmatismo permo-triásico en el NW de Sonora y el magmatismo cordillerano del SW de Norteamérica, noreste, centro y sur de México

El descubrimiento del pulso magmático permo-triásico en el NW de Sonora, con edades U-Pb en zircones entre ~ 284 – 221 Ma (Figura 13) se puede asociar a subducción y al inicio del arco magmático continental del SW de Norteamérica. Esto contrasta con la idea de que el comienzo de la subducción para formar el arco magmático continental cordillerano en el SW de Norteamérica inició con la intrusión de plutones graníticos de edad básicamente triásica (~ 250 – 207 Ma; Barth et al., 1997; Barth y Wooden, 2006) emplazados en el basamento paleoproterozoico, como resultado del inicio de la convergencia a lo largo del margen continental paleozoico pre-existente (e.g., Burchfiel y Davis, 1972, 1975, 1981; Kistler y Peterman, 1973; Dickinson, 1981; Burchfiel et al., 1992). De esta manera, esta ocurrencia de magmatismo pérmico en el NW de México permite recorrer varios millones de años hacia atrás (> 30 Ma) el inicio de la subducción y el establecimiento del margen continental activo en el SW de Norteamérica.

La ocurrencia de algunos plutones de edad permo-triásica (~ 260 – 207 Ma) en los estados de Nevada, California y Arizona (e.g., Snow et al., 1991; Bateman, 1992; Burchfield et al., 1992; Miller et al., 1992, 1995; Dunne y Saleeby, 1993; Schweickert y Lahren, 1993; Barth et al., 1997; Barth y Wooden, 2006) parece estar asociada a dos diferentes procesos de formación. Por un lado, los plutones permo-triásicos localizados en la parte norte y centro de California y los del oeste de Nevada, parecen estar asociados a un arco magmático de islas constituido por terrenos oceánicos acrecionados (Figura 18), creado a distancia del margen continental y que posteriormente colisionaron contra el continente en tiempos mesozoicos (Barth et al., 1990, 1997; Busby-Spera et al., 1990; Saleeby y Busby-Spera, 1992; Barth y Wooden, 2006). Asimismo, estos autores plantean que algunos de estos plutones permo-triásicos en la parte sur de California y oeste de Arizona se encuentran asociados a una zona de subducción paralela al margen continental paleozoico pre-existente, como lo sugiere el patrón de orientación NW del plutonismo y volcanismo permo-triásico que corta basamento proterozoico en esas regiones (Figura 18).

Por otro lado, en el noreste, centro y sur de México el arco continental permo-triásico nombrado arco del Este de México (Torres et al., 1999) está relacionado a una zona de subducción con vergencia hacia el este en el margen oeste de Pangea (Torres et al., 1999; Schaaf et al., 2002; Weber et al., 2005, 2007; Ratschbacher et al., 2009) pero es establecido en corteza gondwánica. Algunos trabajos proponen que pudiera extenderse probablemente hasta el noroeste de Sudamérica (e.g., Centeno-García y Keppie, 1999), específicamente en Colombia, ya que también han sido reportadas rocas de estas edades en esa parte de la Cordillera (e.g., Pindell y Dewey, 1982; Pindell, 1985; Case et al., 1990). Sin embargo, algunas rocas graníticas permo-triásicas estudiadas en la parte norte de la Cordillera Central de Colombia se cree que han registrado el evento colisional entre Laurencia y Gondwana, completando el ensamble final de Pangea durante el Pérmico temprano (e.g., Restrepo et al., 1978, 1991; González, 2001; Vinasco et al., 2006). Investigaciones más recientes han comprobado la continuación del arco magmático permo-triásico hacia Sudamérica (e.g., Cochrane et al., 2014; Spikings et al., 2015).

Estudios más recientes documentan magmatismo del Pensilvánico temprano en los Altos Cuchumatanes en Guatemala (312 – 317 Ma, Solari et al., 2009) debido a la convergencia oblicua entre Laurencia y Gondwana causada por el desarrollo de una zona de subducción. En este sentido, en el Macizo de Chiapas se han interpretado protolitos de anatexitas del Pérmico temprano (~ 272 Ma, Weber et al., 2007).

En la reconstrucción geotectónica durante el Permo-triásico (Figura 18), las posiciones o paleogeografías de los diferentes bloques corticales que conforman México en la actualidad son inferidas, aunque la posición más probable para estos era que el Bloque Del Sur (DSB), conformado por los Complejos Acatlán (Ac) y Oaxaca (Oax), estaba junto a los Andes Colombianos (CA), mientras que el Bloque de Chortís (ChB) se encontraba localizado más hacia el sur. Por su parte, el sur del bloque Maya (MCh = Macizo de Chiapas) durante ese tiempo estaba localizado al noroeste del margen de Gondwana, encontrándose, hacia el este, junto al terreno Mérida (M) (Andes Paleozoicos), actualmente Venezuela (Alemán y Ramos, 2000 y sus referencias) mientras que al oeste colindaba con el Bloque Tampico. Los Bloques de Yucatán-Chiapas, Coahuila-Delicias y El Fuerte, de afinidad gondwánica, estaban localizados más hacia el norte cerca de la sutura Ouachita-Marathon-Sonora.

Durante la última etapa de la colisión, en el Pérmico temprano, la parte oeste de Pangea experimentó una convergencia con orientación aproximadamente este-oeste generando una nueva zona de subducción con orientación general NW-SE hacia el este consumiendo una placa oceánica (Mezcalera) y permitiendo el establecimiento del arco magmático continental del Este de México (Figura 18). Todas las unidades de basamento precámbrico y paleozoico de México y Centroamérica antes mencionadas estuvieron involucradas dentro de este complejo de subducción (Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 2002). Se propone que el arco del Este de México se instauró inicialmente a lo largo del Bloque Tampico marcando un arreglo linear norte-sur (Torres et al., 1999), extendiéndose hacia el sur dentro del Bloque del Sur (Sedlock et al., 1993). Dickinson y Lawton (2001) especularon que el magmatismo pre-jurásico del Bloque de Chortís (Donnelly et al., 1990) podría incluir rocas plutónicas que representarían una extensión hacia el sur del arco permo-triásico del Este de México. Estudios recientes han corroborado esa hipótesis (e.g., Cochrane et al., 2014; Spikings et al., 2015). Posteriormente, el magmatismo cruzó el Macizo de Chiapas, parte del Bloque Yucatán-Chiapas, continuando hacia el norte como un cinturón arqueado de plutones aislados emplazados dentro del Bloque Coahuila-Delicias (Salvador, 1991; Sedlock et al., 1993; López, 1997) y en menor proporción, dentro de corteza Laurenciana, al norte de la sutura Ouachita-Marathon-Sonora, en el estado de Chihuahua (Torres et al., 1999) (Figura 18).

Por su parte, el complejo de subducción de la Mesa Central es un ensamble de depósitos volcanoclásticos, algunos metamorfoseados. Algunos autores le han asignado una edad del Pérmico Inferior (Gursky y Michalzik, 1989; Stewart et al., 1999), pero también se considera una edad triásica basada en zircones detríticos (Barboza-Gudiño et al., 2010). Rocas de este complejo están expuestas al oeste del cinturón plutónico (Figura 18), localizado en "Oaxaquia" (término utilizado para nombrar al ensamble cortical, de afinidad gondwánica, de los Bloques Tampico [Tam] y Bloque Del Sur; Keppie y Ortega-Gutiérrez, 1995; Ortega-Gutiérrez et al., 1995). Otras secuencias, como la Formación Guacamaya de la Sierra Madre Oriental, han sido interpretadas por Dickinson y Lawton (2001) como depósitos de una cuenca antearco asociada con el arco del Este de México. El esquisto Granjeno que incluye rocas serpentinizadas y localmente expuesto en el anticlinorio Huizachal, cerca del borde oeste del Bloque Tampico, podría representar una exposición local del complejo de subducción relacionado con el arco del este de México (Sedlock et al., 1993), ya que ha proporcionado edades del Pérmico tardío (Carrillo-Bravo, 1961).

En conclusión, la ocurrencia de rocas graníticas permo-triásicas en el NW de Sonora nos permite enlazar este evento magmático a nivel cordillerano desde el SW de los Estados Unidos (Nevada-California-Arizona), a través de Sonora, hasta Chihuahua, Coahuila, Puebla, Oaxaca y Chiapas en el norte, centro y sur de México (Torres et al., 1999; Centeno-García y Keppie, 1999; Dickinson y Lawton, 2001; Solari et al., 2001; Weber et al., 2007). Se propone una conexión entre el arco magmático permo-triásico del SW de EUA (e.g., Damon et al., 1981; Barth et al., 1997; Barth y Wooden, 2006) y NW de Sonora (Arvizu et al., 2009a) con el arco triásico del Este de México (Torres et al., 1999) y el arco permo-triásico del sur de México (Torres et al., 1999; Solari et al., 2001; Dickinson y Lawton 2001; Weber et al., 2005, 2007; Kirsch et al., 2012; Ortega-Obregón et al., 2013) enlazando este evento magmático a nivel cordillerano hasta el noroeste de Sudamérica (e.g., Vinasco et al., 2006; Cardona et al., 2010; Spikings et al., 2015). Al igual que otros autores, esto nos lleva a la conclusión de que este cinturón magmático es el resultado de la subducción permo-triásica a lo largo de un margen continental activo establecido después del ensamble final o sutura de Pangea durante la orogenia Ouachita-Marathon-Sonora en el Carbonífero tardío-Pérmico temprano (e.g., Ross, 1986; Torres et al., 1999; Dickinson y Lawton, 2001; Poole et al., 2005) formada por el cierre diacrónico de una cuenca oceánica (i.e., océano Rhéico) entre Laurencia y Gondwana, permitiendo su posterior colisión (Graham et al., 1975; Ross, 1979; Viele y Thomas, 1989; Hatcher, 2002).

Iriondo y Arvizu (2009) plantearon como hipótesis que el magmatismo pérmico comenzó inicialmente en la parte sur de México, donde existían las rocas ígneas más antiguas, y avanzó hacia el norte pasando a través del NW de Sonora y siguiendo el camino a California y Nevada en el SW de EUA, en donde el magmatismo, aparentemente, era más joven. Sin embargo, cabe señalar que nuevas ocurrencias de rocas graníticas en el NW de Sonora (Arvizu et al., 2009a; este estudio y sus referencias) han resultado ser tan antiguas como las del sur de México (~ 284 – 250 Ma) y tan jóvenes como las del arco del SW de EUA (~ 250 – 221 Ma) descartándose esa idea inicial de la migración del magmatismo. De cualquier manera, este arco magmático continental permo-triásico representa un gran evento a nivel cordillerano en el SW de Norteamérica que difiere en tiempo y que es básicamente oblicuo al arco Las Delicias más viejo encontrado en el NE de México (e.g., Iriondo y Arvizu, 2009).

La hipótesis de la migración del magmatismo permo-triásico del sur y centro de México (instaurado dentro de corteza gondwánica) hacia el norte de México y suroeste de Estados Unidos (establecido dentro de corteza laurenciana) claramente ha sido descartada por la existencia de actividad magmática relacionada a subducción, tanto de edad pérmica como de edad triásica en ambas regiones. Incluso a lo largo de todo el margen oeste de Gondwana desde Norteamérica hasta Perú (e.g., Ratschbacher et al., 2009; Cochrane et al., 2014; Spikings et al., 2015).

El modelo más factible para explicar tal coexistencia de edades, tanto en el noroeste de Sonora-suroeste de Estados Unidos (Laurencia) como en el centro-sur de México (Gondwana), lo explica claramente la existencia de un arco continental activo desde el Pérmico temprano al Triásico tardío. El cual podría haber experimentado variaciones periódicas, a lo largo de ca. 60 Ma (284 – 221 Ma), en el ángulo de subducción (e.g., tectonic switching: Collins, 2002), sugiriendo que la variación entre una subducción plana, superficial o poco profunda (flat- slab subduction) y una abrupta (steep-slab subduction) fue espacialmente diacrónica a lo largo del margen cordillerano de Norteamérica. Además, otro factor importante que pudo haber influido fue la geometría de la placa subducida (Mezcalera?), la cual también pudo haber variado espacialmente a lo largo del margen continental cordillerano. Todos estos factores han sido documentados en la mayoría de las tectónicas acrecionales y sistema de arcos magmáticos modernos tales como Los Andes (e.g., Gutscher et al., 2000; Ramos y Folguera, 2008).

El descubrimiento del magmatismo permo-triásico en el NW de Sonora, no reconocido anteriormente en la región, se encuentra representado por la ocurrencia de un conjunto de granitoides con edades de cristalización U-Pb en zircón en un rango de 284 – 221 Ma. Este rango indica un intervalo de actividad magmática de aproximadamente 60 Ma, sugiriendo el inicio del arco continental cordillerano en el margen SW de Laurencia en el Pérmico temprano hasta el Triásico tardío.

La mayoría de los análisis de zircón de los granitoides permo-triásicos muestran concentraciones altas de U, sugiriendo que han experimentado pérdida de Pb asociada a los eventos magmáticos posteriores a su emplazamiento presentes en la región de estudio. En el caso de los zircones más viejos, estos representan zircones heredados con edades proterozoicas comunes para el basamento meta-ígneo existente en la región de ~ 1.7 – 1.6 Ga, ~ 1.4 y ~ 1.1 Ga. Claramente estas herencias fueron derivadas de la fusión parcial y/o asimilación de las rocas encajonantes de basamento paleoproterozoico presente localmente en Sierra Los Tanques, lo cual se confirma con las edades proterozoicas obtenidas en estudios recientes de rocas de basamento para la zona de estudio.

Las relaciones bajas de Th/U de los zircones podrían interpretarse como relaciones típicas para zircones metamórficos, pero la morfología prismática típica, además de las texturas internas observadas en las imágenes de catodoluminiscencia indican que la mayoría de los zircones son de origen ígneo con zonaciones oscilatorias típicas de crecimiento magmático.

La ocurrencia del pulso magmático permo-triásico se asocia regionalmente a una zona de debilidad cortical relacionada al basamento paleoproterozoico del Yavapai mexicano en el NW de Sonora. Por lo tanto, su entendimiento es importante para contribuir en el conocimiento de la evolución tectónica del SW de Norteamérica, ya que representa una fuente regional de zircones detríticos (207 – 292 Ma) no reconocida anteriormente para cuencas sedimentarias mesozoicas y cenozoicas en Sonora y sur de Arizona. Su existencia también permite enlazar este evento magmático a nivel cordillerano desde el SW de los Estados Unidos pasando por Sonora en el norte, a través del centro y sur de México, hasta el norte de Sudamérica.

Este cinturón magmático es el resultado de la subducción permo-triásica hacia el este y su existencia representa el inicio del magmatismo cordillerano en el SW de Laurencia establecido a lo largo del borde oeste de Pangea inmediatamente después de culminar su ensamble final. El modelo más factible para explicar la coexistencia de rocas con edades permo-triásicas, tanto en Laurencia como en Gondwana, lo explica claramente la existencia de un arco continental activo inicialmente en el Pérmico temprano hasta el Triásico tardío, experimentando variaciones periódicas en el ángulo de subducción, a lo largo de ca.60 Ma (284 – 221 Ma).

Agradecimientos

Harim Arvizu agradece a las instituciones que otorgaron los proyectos de investigación PAPIIT/UNAM (clave IN-116709) y CONACYT (claves CB-82518 y CB-129370), a Alexander Iriondo, por el financiamiento proporcionado para realizar trabajo de campo y estudios de laboratorio. Al CONACYT por la beca otorgada durante la maestría. Agradecimiento especial al compañero y colega Aldo Izaguirre Pompa por el apoyo brindado en las campañas geológicas realizadas en Sierra Los Tanques, NW de Sonora. Se agradece a Luis M. Martínez Torres (Koldo) por el valioso apoyo en campo y valiosa aportación en la cartografía geológica de Sierra Los Tanques. A Luigi Solari, profesor-investigador, y a Carlos Ortega Obregón, técnico del LEI (Laboratorio de Estudios Isotópicos), ambos del CGEO, por la valiosa ayuda y apoyo durante los fechamientos U-Pb en zircones, en lo que respecta a la adquisición de los datos y reducción de los mismos. Se agradece a Luigi Solari por el apoyo ofrecido para obtener imágenes de luz reflejada y transmitida de los zircones. Agradecimiento enorme a Dan Miggins y Heather Lowers del U.S. Geological Survey de Denver por la asistencia en la obtención de imágenes de SEM-Catodoluminiscencia para realizar los estudios de geocronología U-Pb en zircones. Finalmente, Arvizu agradece y aprecia los comentarios, sugerencias y críticas constructivas realizadas por los revisores Bodo Weber y Peter Schaaf, las cuales mejoraron el manuscrito y, de igual manera, a los editores del BSGM por el apoyo logístico brindado para publicar este artículo.

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