xó chitl guadalupe torres carrillo · 2017. 2. 10. · tetraedro de minerales normativos...
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Dr. Luis Alberto Delgado Argote
Director del Comité
M. en C. Juan Manuel Espinosa Cardeña Dr. José Manuel Romo Jones
Miembro del Comité
Dr. Bodo Weber Dr. José Manuel Romo Jones
Miembro del Comité Miembro del Comité
Miembro del Comité
Dr. Jorge Torres Rodríguez Dr. José Manuel Romo Jones
Miembro del Comité Miembro del Comité
Dr. Thomas Gunter Kretzschmar Dr. David Hilario Covarrubias Rosales
Coordinador del programa de posgrado
en Ciencias de la Tierra
Director de Estudios de Posgrado
Agosto de 2010
TESIS DEFENDIDA POR
Xóchitl Guadalupe Torres Carrillo
Y APROBADA POR EL SIGUIENTE COMITÉ
-
CENTRO DE INVESTIGACIÓN CIENTÍFICA Y DE EDUCACIÓN SUPERIOR
DE ENSENADA
PROGRAMA DE POSGRADO EN
CIENCIAS DE LA TIERRA
ANÁLISIS GEOLÓGICO DEL COMPLEJO PLUTÓNICO
SAN JERÓNIMO EN EL SUR DEL CINTURÓN
BATOLÍTICO PENINSULAR, BAJA CALIFORNIA,
MÉXICO
TESIS
que para cubrir parcialmente los requisitos necesarios para obtener el grado de
MAESTRO EN CIENCIAS
Presenta:
XÓCHITL GUADALUPE TORRES CARRILLO
Ensenada, Baja California, México, Agosto de 2010
-
RESUMEN de la tesis de Xóchitl Guadalupe Torres Carrillo, presentada como requisito
parcial para la obtención del grado de MAESTRO EN CIENCIAS DE LA TIERRA CON
ORIENTACIÓN EN GEOLOGÍA. Ensenada, Baja California. Agosto de 2010.
Análisis geológico del complejo plutónico San Jerónimo en el sur del
cinturón batolítico peninsular, Baja California, México.
Resumen aprobado por:
________________________________
Dr. Luis Alberto Delgado Argote
El complejo plutónico San Jerónimo (CPSJ) forma parte del Cinturón Batolítico Peninsular.
Este complejo cubre un espectro de composición modal que varía desde gabro hasta granito. Las
edades U-Pb de zircones en tonalitas varían entre 115.0 ± 2.3 Ma y 104.3 ± 6.1 Ma. Son
granitoides metaluminosos tipo I con tendencias calcoalcalinas y cálcicas de acuerdo con los
diagramas geoquímicos de discriminación tectónica. El análisis de diagramas Harker y del
tetraedro de minerales normativos Q-Di-Ol-Pl sugiere relaciones genéticas entre ellas.
Por medio de imágenes de satélite se interpretaron rasgos curvilíneos asociados a la geometría
de emplazamiento de las rocas intrusivas; debido a su emplazamiento en estado menos viscoso,
su población es menor en las rocas máficas. También se observa una relación estrecha entre las
fracturas longitudinales verticales con la foliación magmática, ambas orientadas NE-SW que se
infiere que corresponde con estructuras de emplazamiento. De acuerdo con la proporción de
rocas máficas/félsicas, el CPSJ se dividió en las zonas norte y sur, respectivamente. En la zona
norte dominan rocas gabróicas y dioríticas con alto contenido de magnetita diseminada; en las
tonalitas de la misma zona es notable la existencia de diques con concentraciones aproximadas
de 90% de óxidos de Fe. En la zona sur, las rocas máficas y félsicas guardan la misma
proporción y el contenido de magnetita disminuye considerablemente. La susceptibilidad
magnética varía en función del contenido de magnetita y, en consecuencia, la intensidad de las
anomalías magnéticas es mayor en la zona norte, que en la sur. Los gradientes más grandes de
los valores de intensidad de campo magnético en la zona norte están asociados con la presencia
de los diques de óxidos de fierro. Se interpreta que los diques son producto de la concentración
de magnetita en los magmas máficos por efecto de inmiscibilidad y que su emplazamiento en
estado sólido se debe al empuje que le imprime el movimiento ascendente del cuerpo félsico.
Se propone que la evolución de la zona norte del complejo se sintetiza en tres eventos: a) un
estado inicial de emplazamiento rápido del magma gabróico-diorítico con baja viscosidad a
temperaturas cercanas a los 1,200oC; b) una fase de enfriamiento donde se desarrollan texturas
de agregados cristalinos, ocurren segregaciones líquidas e inmiscibilidad entre los líquidos de
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Fe y silicatos; y c) una etapa madura donde el cuerpo gabróico-diorítico era un sólido
parcialmente fundido y fué intrusionado en sus bordes sur y oriental por un cuerpo tonalítico.
Durante esta etapa, la tonalita empujó a los cuerpos segregados de fierro en estado sólido.
Palabras Clave: Plutones, emplazamiento, fracturas e inmiscibilidad.
-
ABSTRACT of the thesis presented by Xóchitl Guadalupe Torres Carrillo as a partial
requirement to obtain the MASTER OF SCIENCE degree in earth sciences with orientation in
Geology. Ensenada, Baja California, México. Augost 2010.
Geologic analysis of the San Jerónimo Plutonic complex in the southern
part of the Peninsular Ranges Batholith, Baja California, Mexico.
The San Jerónimo Plutonic Complex (SJPC) is located in the southern part of the
Peninsular Ranges Batholith. Based on the modal classification, the rocks of the complex
vary from gabbro to granite. Diorite and tonalite showing discrete cummulitic textures
volumetrically dominate the complex. The U-Pb ages of zircons from tonalites vary from
115.0 ± 2.3 Ma to 104.3 ± 6.1 Ma. According with geochemical discrimination diagrams,
the plutonic rocks are metaluminous, show I type affinities and calc-alkaline and calcic
trends. A genetic relationship is suggested from the analyses of the evolutionary trends of
Harker-type diagrams and the Q-Di-Ol-Pl tetrahedron.
The geometry of the intrusive rocks is related to the style of emplacement, which is
interpreted from of curvilinear features observed from satellite images. It is inferred that
curvilineaments are formed in response to pulses of magma and it is observed that density
of such lineaments increase with the silica content and, in consequence, with the viscosity.
It also exist a close relationship between the NE-SW orientations of the mainly vertical
longitudinal fractures with the magmatic foliation which were possibly developed during
the emplacement. According to the mafic/felsic rock ratio, the SJPC can be divided in two
zones: a) A mafic northern zone dominated by gabbroic and dioritic rocks containing a high
content of disseminated magnetite; in this zone, the tonalite plutons are intruded by Fe-rich
dikes containing up to 90% of magnetite. b) A southern zone where mafic and felsic rocks
roughly crops out in the same proportion, but their magnetite content decreases
considerably. The magnetic susceptibility varies proportionally to the magnetite content
and, in consequence, the intensity of magnetic anomalies interpreted from an aeromagnetic
survey is higher in the northern zone. The largest gradients of intensity of the magnetic
field are also located in northern zone due to the presence of the Fe-rich dikes. It is inferred
that Fe-rich dikes were formed by liquid immiscibility in the mafic magmas. Forced
emplacement of the dikes of magnetite is interpreted from the abundant slickenside textures
formed during the ascending movement of the younger felsic magmas.
The evolution of the complex in the northern zone is synthesized in three main events: a) an
initial state of rapid emplacement of low viscosity gabbroic to dioritic magma at
temperatures near 1,200oC; b) a cooling phase in the mafic magma in which crystalline
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aggregates and liquid segregation by immiscibility between iron-rich and silicate melts
occurred; and c) a late stage where the partially melted gabbro-diorite body was intruded in
its southern and eastern flanks by tonalitic magma.
Key words: Pluton, emplacement, fractures and immiscibility.
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DEDICATORIA
Para la Sra. Amada Carrillo Duarte
y Sergio Román Torres Carrillo.
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AGRADECIMIENTOS
Agradezco con el corazón a mi madre por su apoyo incondicional y por estar presente en
todas las circunstancias acontecidas durante este periodo de crecimiento en mi vida, estoy
segura que sin ella este logro no hubiera sido posible. A mi hermano, tíos, primos y a toda
mi familia porque siempre he sentido su apoyo aun que estemos lejos.
El más grande agradecimiento para mí director de tesis el Dr. Luis A. Delgado Argote, por
su comprensión, apoyo y lo más importante: todo el conocimiento que me transmitió a lo
largo de estos dos años. Maestro muchas gracias.
A mis sinodales por su paciencia en los avances de tesis, y sus aportaciones hechas a mi
trabajo, y de manera especial le agradezco al M. en C. Juan Manuel Espinosa Cardeña y al
Dr. José Manuel Romo Jones, por su apoyo y asesoría en el análisis magnético.
Le agradezco al equipo plutónico: Porfirio Avilés Serrano y Tomas Peña Alonso, por
enriquecer mi trabajo con sus aportaciones en materia de datos e ideas, y promover la
discusión del tema de mi tesis de una manera propositiva.
Agradezco de manera especial a mis maestros, a los técnicos y personal administrativo que
hicieron posible que todo este trabajo llegara a su culminación de manera exitosa, y entre
estos de manera especial agradezco a Martha Barrera, Ivonne Piedrín, Enid Moran, Gabriel
Rendón, José Mojarro, Victor Pérez, Susana Rosas, Luis Gradilla, M. en C. Alejandro
Hinojosa, y al Dr. Edgardo Cañón por permitirme usar el laboratorio de paleomagnetismo
durante mis análisis.
A mis compañeros y amigos les agradezco su compañía y su ayuda en ocasiones en las que
sentía que todo se ponía muy oscuro. Este agradecimiento lo extiendo especialmente para:
Almendra Villela, Ana Islas, Cristina Sánchez, Gemma Gómez, Karla Lara, Mónica
Zegarra, Teresita Moraila, Viviana Elías, Yoana Vargas, Porfirio Avilés, Tomas Peña,
Rafael de Santos y Orlando Terán.
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ÍNDICE
Página
I.- INTRODUCCIÓN……………………………………………………………… 1
I.1 Marco teórico……………………………………………………………………. 5
I.1.1 Fusión, ascenso y emplazamiento de magmas………………………………... 5
I.1.2 Cámaras magmáticas………………………………………………………….. 9
I.1.3 Geometría de los cuerpos plutónicos…………………………………………. 10
I.2 Geología regional…………………….…………………………………………. 13
I.2.1 Características de los plutones de la parte central de la península de Baja
California………………………………………………………………………
13
I. 3 Objetivos………………………………………………………………………. 16
I.3.1 Objetivo general……………………………………………………………….. 16
I.3.2 Objetivos particulares…………………………………………………………. 16
II. METODOLOGÍA…………………………………………………………….... 18
II.1 Cartografía……………………………………………………………………… 18
II.2 Geología Estructural……………………………………………………………. 19
II.2.1 Criterios para la toma de datos estructurales………………………………… 19
II.2.2 Análisis geométrico…………………………………………………………... 19
II. 3 Petrografía y microscopía electrónica………… …………………………… 20
II.3.1 Preparación de las muestras…………………………………………………. 20
II.4 Geoquímica……………………………………………………………………. 21
II.4.1 Métodos de análisis…………………………………………………………... 21
II. 5 Aeromagnetometría……………………………………………………………. 23
II.5.1 Procesamiento de datos aeromagnéticos…………………………………….. 24
II.5.2 Medición de la susceptibilidad magnética…………………………………… 24
II.5.3 Modelado de las anomalías magnéticas……………………………………… 27
III.-RELACIONES DE CAMPO Y PETROGRAFÍA DE LAS UNIDADES
LITOLÓGICAS……………………………………………………………………
28
III.1 Unidades litológicas…………………………………………………………… 28
-
ÍNDICE (Continuación)
III.2 Diorita y gabro………………………………………………………………… 32
III.2.1 Petrografía de gabro y diorita……………………………………………….. 36
III.3 Tonalita……………………………………………………………………….. 39
III.3.1 Petrografía de tonalita………………………………………………………. 42
III.4 Descripción de diques tonalíticos…………………………………………….. 43
III.4.1 Petrografía de diques tonalíticos……………………….…………………… 44
III.5 Descripción de diques de Óxido de Fierro……………………………………. 45
III.5.1 Petrografía de diques de óxidos de fierro………………………………….. 48
IV. GEOQUÍMICA.…...…………………………………………………………. 52
IV.1 Geoquímica analítica………………………………………………………….. 52
IV.2 Clasificación geoquímica de rocas ……………………….…………………. 53
IV.3 Diagramas Harker de elementos mayores y traza …………………………… 53
IV.4 Clasificación geoquímica por elementos mayores…………………………… 62
IV.5 Tierras raras…………………………..……………………………………..... 65
V.GEOLOGÍA ESTRUCTURAL…….…………………………………………. 69
V.1 Descripción de lineamientos estructurales…………………………………….. 69
V.1.2 Lineamientos rectilíneos…………………………………………………….. 69
V.1.3 Lineamientos curvilíneos……………………………………………………. 70
V.2 Análisis de fracturas…………………………………………………………… 72
V.2.1 Antecedentes………………………………………………………………… 72
V.3 Fracturas en las rocas plutónicas del complejo San Jerónimo………………… 74
V.4 Foliación magmática…………………………………………………………… 76
V.5 Cizallas………………………………………………………………………… 78
VI. ANÁLISIS MAGNÉTICO…………………………..………………………. 82
VI.1 Susceptibilidad magnética de muestras de roca del CPSJ.…………………… 82
VI.2 Configuración del mapa aeromagnético e interpretación cualitativa…………. 86
VI.3 Interpretación cuantitativa basada en modelos………………………………... 89
VI.3.1 Modelo de sección magnética……………………………………………….. 89
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ÍNDICE (Continuación)
VII. DISCUSIÓN………………………………………………………………. 92
VIII. CONCLUSIONES………………………………………………………….. 101
IX. REFERENCIAS………………………………………………………………. 103
-
Figuras
LISTA DE FIGURAS
Página
Páginas
1 Mapa del Cinturón Batolítico Peninsular (CBP), mostrando la zona
magnetita-ilmenita (Gastil et al., 1990), la separación por zonas oeste (W),
central (C) y este (E) según el incremento en la proporción de Tierras
Raras ligeras de occidente a oriente a través del CBP, según Gromet y
Silver (1987) y la línea gabro-tonalita (Gb-To; Gastil, 1983). Los
asteriscos muestran la localización de tres de los complejos plutónicos
mejor estudiados, así como el de este estudio, San Jerónimo (Modificada
de Schmidt et al., 2002)
3 0
2 Mapa con las unidades litológicas pre-cenozoicas y cenozoicas de la parte
central de la península de Baja California. La línea doble en negro
representa la división de las zonas Mt-Il. En amarillo se muestra la zona sur
del batolito correspondiente al CPSJ (Modificado de Camarena, 2006).
4
3 Sección litosférica a través del continente y océano donde se muestran las
regiones donde ocurre el fenómeno de fusión parcial. La descompresión
activa y pasiva se refieren al proceso que propicia la fusion del manto
(Tomada de Rogers y Hawkesworth, 2000).
6
4 Esquemas que ilustran los dos mecanismos dominantes para el ascenso
de magma en estado fundido en niveles superiores de la corteza para su
posterior emplazamiento. a) La movilización por diapiros implica
volúmenes grandes de roca fundida. b) Ascenso de magmas a través de
diques (Tomada de Bons et al., 2004).
6 0
5 Esquema conceptual que ilustra como el fundido se segrega y empieza su
ascenso (1). El emplazamiento desarrolla una cámara magmática que es
alimentada por intrusiones discontinuas de magma que durante su ascenso
ha evolucionado químicamente (2). Finalmente, la cámara magmática
puede crecer en la zona de emplazamiento debido a la alimentación
episódica de magmas (3); 1, 2, y 3 representan los episodios de
emplazamiento de magma (Modificada de Vigneresse, 2007).
8 0
6 Representación esquemática de un sistema magmático indicando las variaciones físicas de un cuerpo de magma en función del descenso de la temperatura.
Temperatura de liquidus (TL) y solidus (TS); fracción cristalina donde 1.0 =
cristalinidad total y 0 = fundido y, viscosidad, del 0 al 10 en (µL). Los perfiles
reales varían en función de las propiedades físicas del sistema y los procesos de
transferencia de calor (Tomado de Sinton et al., 1992).
10 0
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LISTA DE FIGURAS (Continuación)
7 a) Modelo de etapas de crecimiento de intrusiones tabulares. Obsérvese
que a1 en los que
experimentan engrosamiento (Tomada de McCaffrey y Petford, 1997). b)
Compilación de datos de espesores (T) y longitudes (L) de cuerpos
intrusivos, datos (McCaffrey y Cruden, 2002). La curva sólida S es la que
mejor ajusta los datos y el área sombreada representa los límites de
acumulación de éstos. Adyacente a la curva se muestran algunas formas
que toman los intrusivos con respecto a la parte de la curva en que se
encuentren (Modificada de Brown, 2007).
12 0
8 Formas de algunos plutones con estructuras concéntricas de Baja
California (Tomada de Gastil et al., 1975). Los trazos punteados en el
interior de los plutones indican fracturas o foliación, principalmente.
12
0
9 Diagrama ternario de la composición de óxidos comunes de Fe-Ti,
mostrando las principales series de solución sólida (líneas gruesas). La
tendencia en la dirección de oxidación con radio constante Fe/Ti está
indicada con las flechas (Tarling, 1971; en Sharma, 1976).
26
10 Mapa geológico del Complejo Plutónico San Jerónimo donde se indican
las estructuras circulares más importantes, las cuales se asociarían a pulsos
por emplazamiento.
29
11 Diagrama QAP para rocas plutónicas (LeMaitre, 2002), que muestra la clasificación modal de las muestras colectadas en el CPSJ. Se observa un
enriquecimiento inicial en la sílice y finalmente en FK en las rocas de la zona
sur. Los granitos corresponden a diques.
31
12 a) Enclaves de diorita de grano fino en diorita de grano grueso. b) Vetillas
de hornblenda en arreglo de stockwork; en el óvalo se encierran dos
agregados de cristales máficos, principalmente clinopiroxeno. En ambas
imágenes se aprecia el tono rojizo característico de estas rocas.
31
13 Zona de mezcla entre magma diorítico y tonalítico. Se observan enclaves de
diorita máfica de grano fino en la tonalita félsica.
33
14 Estructura tabular de diorita afanítica emplazada en el cuerpo diorítico de
grano grueso. También se observa la dirección de flujo en la roca
encajonante a través del bandeamiento del material félsico.
33
15 Diques aplíticos de tonalita emplazados en fracturas verticales y
horizontales de diorita, indicados con la posición de los martillos.
35
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LISTA DE FIGURAS (Continuación)
16 Zona de mezcla de diorita máfica (enclaves) y tonalita donde está la muestra
3-VI-09 del mapa.
35
17 a) Imagen de un oikocristal de clinopiroxeno con inclusiones de plagioclasa
y hornblenda. b. Óxidos opacos anhedrales incluidos en cristales de
hornblenda. Abreviaturas: Cpx=clinopiroxeno, Op= opacos, Pl= plagioclasa
y Hbl= hornblenda.
37
18 a) Cristal de plagioclasa con alteración selectiva a sericita en el núcleo
fracturado. b) Imagen donde se observa el arreglo textural inequigranular
seriado de la diorita. Abreviaturas: Pl= plagioclasa, Op= opacos, Hbl=
hornblenda.
38
19 Muestra de diorita con biotita, donde la mica se presenta en aparente
continuidad óptica con la hornblenda, así como clinopiroxeno uralitizado en
la parte centro superior de la imagen. Donde se observan plagioclasas
alteradas, hornblendas verdes y biotitas cafés. Abreviaturas: Pl= plagioclasa,
Bi= biotita y Hbl= hornblenda.
39
20 Vista panorámica de los plugs tonalíticos que intrusionan a la diorita de la
zona norte.
41
21 Fotografía de la tonalita porfídica, con fenocristales de hornblenda y
clinopiroxeno de hasta 2 cm con alineación paralela a los diques.
41
22 Diorita máfica parcialmente asimilada por tonalita. Sitio de la muestra 24-
IV-09 en el mapa de la Figura 10.
42
23 a) Plagioclasas con alteración selectiva en los núcleos y en las fracturas. Los
minerales opacos ocupan los espacios entre silicatos. b) Biotita café con
inclusiones de opacos; la hornblenda tiene inclusiones de opacos y
plagioclasas. c) Hornblenda con colores de interferencia altos e inclusiones
de opacos. Abreviaturas: Plag= plagioclasa, Hbl= hornblenda, Op= opacos,
Bi= biotita y Qz= cuarzo.
46
24 a) Plagioclasa fracturada de tamaño medio, rodeada por un mosaico de
cristales finos de plagioclasa y cuarzo. b) Textura de mosaico en tonalita
donde se observan cristales de pigeonita. Abreviaturas: Plag= plagioclasa,
Pig= pigeonita y Op= opacos.
47
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LISTA DE FIGURAS (Continuación)
25 Plagioclasa con desarrollo de clorita en el núcleo; se puede observar el alto
grado de alteración de los cristales. Abreviaturas: Pl=plagioclasa, Chl=
clorita.
47
26 a) Dique de óxidos de Fe con vetillas de sílice orientadas en la dirección del
flujo. b) Plano de cizalla en el mismo dique de óxidos de Fe.
48
27 a) Imagen del microscopio electrónico de barrido donde se observa textura
botroidial. b) Cristales de magnetita (Fe) con exsoluciones de Ti. c)
Ortopiroxenos tabulares en contacto con Fe y sílice. d) Sílice con textura en
enrejado de vetillas de Fe.
50
28 Imágenes de barridos por elementos, tomados de la lámina 26-IV-09. Los
elementos detectados se ven de color blanco. Se observa que el mineral
opaco en el mapa está compuesto por Fe y rodeado por un silicato rico en
Al y Mg (Px).
51
29 Diagrama de clasificación de rocas intrusivas Total Álcalis vs Sílice (TAS)
(Best, 2008). La simbología de las muestras se basa en la clasificación
modal de las rocas, de donde: los triángulos verdes son tonalitas, los cuadros
sólidos azules son dioritas y el cuadro azul vacio es un gabro.
54
30 Diagramas de variación Harker para algunos elementos mayores de gabros
(cuadros vacíos), dioritas (cuadros azules), tonalitas (triángulos), que
sugieren procesos de cristalización fraccionada en rocas genéticamente
relacionadas. Tambien se presenta una tabla con el contenido de óxidos en
minerales índices (Datos tomados de Deer, et al., 1992).
58
31 Diagramas de variación Harker para elementos traza de gabros (cuadros
vacíos), dioritas (cuadros azules), tonalitas (triángulos). Los datos se
presentan en la tabla VII.
59
32 a) Diagrama proyectado desde anortita a Ol-Di-SiO2 (Herzberg, 1996; en IGPET, 2000), donde se observa una tendencia de evolución lineal al extraer el Cpx y el Ol.
b) Diagrama proyectado desde el cuarzo (Baker y Eggler (1983); en IGPET, 2000),
donde se observa la tendencia lineal hacia la plagioclasa al remover Cpx y Ol.
Di=diopsida, Ol= olivino, Pl= plagioclasa.
59
33 a) Diagrama Fe*/SiO2, donde Fe*= FeOt/(FeO+MgO). b) Diagrama
(MALI) (Na2O + K2O – CaO)/SiO2. c) Diagrama (ASI) Al/(Ca – 1.67P +
Na + K).
64
-
LISTA DE FIGURAS (Continuación)
34 Diagrama de discriminación Rb / (Y-Nb) para granitos (Pearce et al., 1984).
VAG = granitos de arco volcánico, SCG = granitos sincolisionales, WPG =
granitos de intraplaca, ORG = granitos de dorsal oceánica.
65
35 Abundancias de Tierras Raras del complejo plutónico San Jerónimo
normalizadas a condritas (Sun y McDonough, 1989) según los tipos de
roca. a) gabro y dioritas, b) tonalitas.
67
36 Abundancias de Tierras Raras de las zonas norte y sur del complejo
plutónico San Jerónimo normalizadas a condritas (Sun y McDonough,
1989). a) Zona norte, b) Zona sur.
67
37 Mapa geológico y de rasgos estructurales rectilíneos y curvilíneos
interpretados en base a imágenes de satélite.
71
38 a) Clasificación y distribución de fracturas en rocas intrusivas de acuerdo
con Closs (1922; en Price y Cosgrove, 1991); C= cruzada, L= longitudinal
y H= horizontal. b) Diagrama de trayectorias de esfuerzos, orientación de
fracturas y deformación en la roca encajonante de plutones en expansión
según Phillips (1974; en Price y Crosgrove, 1991).
74
39 Mapa geológico donde se muestra la foliación magmática, lineamientos y
los estereogramas según la proyección de Schmidt, indicando los planos
promedio de las foliaciones y fracturas verticales. Abreviaturas: Fo=
Foliación; FrV= Fracturas verticales; DiN=Diorita norte; To= Tonalita;
QDi= Cuarzodiorita; DiS= Diorita sur; Grd= Granodiorita; Fe= Fierro; N=
Número de datos.
77
40 Resultado del análisis cinemático de los planos de cizalla del complejo
plutónico San Jerónimo. En cada gráfica se representan los planos de falla
y la lineación de sus estrías. Los números 1, 2 y 3 dentro de las gráficas
representan el eje de extensión máxima, el eje intermedio de deformación
y el eje de acortamiento máximo, respectivamente. El número de datos o
mediciones realizadas está representado por “n”. Para cada uno de los
gráficos la columna de la izquierda representa los eigenvalores y las
columnas del centro y derecha representan los eigenvectores (azimut e
inclinación, respectivamente). También se representan los ejes P (círculos
rojos) y T (cuadros azules) para cada una de las fallas.
81
-
LISTA DE FIGURAS (Continuación)
41 Susceptibilidad magnética (SI) de los distintos tipos de roca de la zona
norte y sur del área de estudio.
i
85
42 Gráfica de los valores de susceptibilidad magnética (SI) contra el
porcentaje del contenido en peso de magnetita en las rocas.
85
43 Gráfica comparativa de los valores de susceptibilidad magnética (SI) de
los diques de óxidos de fierro y los diques tonalíticos.
86
44 Contornos de intensidad de campo magnético sobrepuestos a la litología.
Los contornos están a cada 100nT. Se muestra la ubicación de los perfiles.
88
45 Modelo físico-litológico del perfil de interpretación A-A’. 90
46 Secciones estructurales y perfiles de intensidad del campo magnético del
complejo plutónico San Jerónimo. La dirección de las líneas del achurado en
rocas intrusivas representa la inclinación de la foliación. La ubicación de los
perfiles está en la Figura 44.
91
47 a, b y c. Graficas de los patrones de REE correspondientes a las tres
diferentes zonas en las que se divide el CBP con respecto al criterio
geoquímico (Tomadas de Gromet y Silver, 1987). d. Patrones de REE
correspondientes a rocas tonalíticas del CPSJ donde se integra una
muestra de San Telmo con fines comparativos.
94
48 Tres etapas propuestas para el emplazamiento de los intrusivos de la zona
norte: Etapa 1, emplazamiento del magma gabróico a diorítico a una
temperatura de 1200oC (Spera, 2000), una viscosidad (µ) tan baja como 0.4
Pa·s en gabros y 0.6 Pa·s en dioritas, con densidades que oscilan entre 2.49
a 2.69 gr/cm3 para los mismos tipos de rocas máficas, respectivamente.
Etapa 2, representa una fase de enfriamiento donde existen fases cumulíticas
(no observadas) separadas por gravedad desarrolladas desde la Etapa 1,
arriba de la cual hay texturas de agregados cristalinos y segregaciones
líquidas. En esta fase, a aproximadamente 1040oC (Vecksler, 2006), debe
ocurrir la separación entre los líquidos de Fe y silicatos en un ambiente
reológico cercano a la cristalinidad crítica del magma. Etapa 3, se considera
que prácticamente todo el cuerpo gabroíco-diorítico es un sólido
parcialmente fundido y es intrusionado en sus bordes sur y oriental por un
cuerpo tonalítico. Se estima que este cuerpo tonalítico tiene una viscosidad
que, a 800oC (Spera, 2000), varía entre 0.78 y 0.85 Pa.s y cuya densidad es
del orden de los 2.35 gr/cm3. Se propone que durante su emplazamiento, la
tonalita empujó a los cuerpos segregados de fierro. Abreviaturas: Dio=
100
-
diorita, Ton= tonalita, T= temperatura, d= densidad, µ= viscosidad,
Crist.=cristales, Mt= magnetita, 2px= ortopiroxeno y clinopiroxeno,
Ap=apatita, Qz=cuarzo.
Nota: Los parámetros de densidad y viscosidad están calculados en el
programa IGPET (Tierra Softa, 2009), y estos cálculos están hechos según
(Bottinga y Weill, 1970).
-
LISTA DE TABLAS
Tabla Página
I Tasas de producción de magma de acuerdo con el ambiente tectónico.
Las tasas están en km3/año (Schmincke, 2004).
7
II Características geológicas de los plutones de las zonas Vizcaíno,
occidental y oriental de la península de Baja California. La información
en la que no se indica referencia es de las bases de datos de Delgado-
Argote (2004). Abreviaturas: B (Barnes), 1984; C (Castro-Leyva) et al.,
2001; J (Johnson) et al., 2003; K y M (Kimbrough and Moore), 2003;
M (Murray), 1978; S (Symons) et al., 2003; V (Valencia) et al., 2005;
W y L (Weber y López-Martínez), 2005. Facies metamórficas:
EV=Esquistos verdes; Anf=Anfibolita. Plutones: P.P (Punta Prieta),
N.R (Nuevo Rosarito), Rin (La Rinconada). Modificada de Delgado-
Argote, 2004.
14
III Límites de detección de elementos mayores (en % m/m) y traza (en
ppm) de análisis “4LithoRes” (ActLabs-Skyline de Ancaster, Ontario,
Canadá).
22
IV Muestras analizadas para geoquímica. Abreviaturas: N.M.A. = Número
de muestra abreviado. Las coordenadas están dadas en UTM.
22
V Síntesis petrográfica del complejo plutónico San Jerónimo (CPSJ). 30
VI
Composición química y norma CIPW del Complejo Plutónico San
Jerónimo.
60
VII Coeficientes de partición mineral/fundido para líquidos basálticos y
basáltico andesítico.
61
VIII
Composición de elementos traza (ppm) del intrusivo CPSJ. 68
IX Análisis de fracturas por unidad intrusiva del complejo San Jerónimo
ordenadas de la más joven (arriba) a la más antigua (abajo).
.
73
-
LISTA DE TABLAS (Continuación)
X Tabla donde se muestran los resultados de susceptibilidad magnética,
medidas en las muestras del CPSJ. Se indican la zona y el numero de
muestra a la que pertenecen las rocas, el contenido modal en volumen
(M. Vol %) y el contenido en peso (M. Wt %) de magnetita. Las
muestras están sorteadas de manera descendente en los valores de (SI).
Abreviaturas: tr= trazas < 0.1%, n.c.= no hay conteo.
84
-
1
Análisis geológico del complejo plutónico San Jerónimo en el sur del
cinturón batolítico peninsular, Baja California, México.
I. INTRODUCCIÓN
En esta sección se presentan los antecedentes y objetivos de la investigación de este
trabajo indicando, tanto los criterios de selección del área, como el conocimiento geológico de
una parte del Cinturón Batolítico Peninsular. En este documento monográfico se analizan las
pocas investigaciones que existen sobre el extremo sur del cinturón batolítico, así como los
antecedentes teóricos para el estudio de los complejos plutónicos. Es importante resaltar que
éste es el primer estudio detallado de un plutón perteneciente al extremo meridional del
Cinturón Batolítico Peninsular.
Los estudios petrogenéticos de rocas ígneas buscan la definición de la fuente de los magmas
y determinar el proceso de modificación del magma primario durante su transporte a través de
la corteza. Estos estudios están basados en observaciones de campo, cartografía cuidadosa y
muestreos representativos que abarquen el mayor rango composicional posible de las rocas de
un complejo magmático. Para lograr dicho conocimiento se requiere de un buen estudio que
incluya los aspectos petrográficos, estructurales, geoquímicos y geocronológicos.
La generación de rocas ígneas está determinada en buena medida por el ambiente tectónico,
por lo que la teoría de la tectónica de placas es el marco de referencia para la discusión de los
diferentes tipos de emplazamiento de magmas, así como de sus características geoquímicas
(Wilson, 1989). El Cinturón Batolítico Peninsular es parte de un arco magmático asociado a
una margen convergente. De acuerdo con Schmincke (2004), después del ambiente de
dorsales, donde se genera piso oceánico, las zonas de arco son las que más han contribuido al
crecimiento y evolución de la corteza terrestre. Durante el ascenso, los magmas sufren
variaciones composicionales debido a procesos de diferenciación, mezcla de magmas y
asimilación de rocas encajonantes (Best, 2003). Rasgos estructurales tales como estructuras de
flujo, fallas y fracturas, proveen información importante para develar la historia de
emplazamiento de las cámaras magmáticas (Price y Cosgrove., 1990). Dichos reservorios
magmáticos, solidificados, forman plutones, los cuales son exhumados y en ellos quedan
-
2
impresas las texturas y estructuras que, junto con la composición mineral, dan información
directa acerca de los procesos que ocurrieron en las cámaras magmáticas. La coalescencia de
plutones interrelacionados, o que se penetran unos a otros, con extensiones que superan los
100 km2, forman los batolitos (Marsh, 2000).
El conjunto formado por la región del Cinturón Batolítico Peninsular (CBP) del sur de
California, E.U.A. y norte de Baja California, así como la región de Vizcaíno en la parte
central de la península, tal vez sea el cinturón plutónico mejor expuesto en México. En él se
observan rocas pertenecientes a tres arcos magmáticos, dos arcos de islas y un arco
continental (Chávez-Cabello, 1998). El más occidental es del Jurásico y aflora en la península
de Vizcaíno, seguido hacia el oriente por los batolitos graníticos tipo I (ricos en magnetita)
asociados al arco Alisitos del Cretácico temprano a tardío y, el más oriental, formado por
rocas graníticas tipo S (ricas en ilmenita) del Cretácico tardío emplazadas en rocas
principalmente paleozoicas (Figura 1).
El área de estudio se localiza en el extremo sudoeste del Cinturón Batolítico Peninsular, entre
las coordenadas geográficas 28º16’ a 28º23’ de latitud norte y 113º55’ a 113º50’ de longitud
oeste (Figura 2). Forma parte del batolito de San Jerónimo, el cual cubre 200 km2
aproximadamente. La parte norte del plutón es muy homogénea litológicamente, mientras que
la parte sur tiene características litológicas y estructurales más variadas, razón por la que se ha
elegido la parte sur para realizar este estudio. Esta zona comprende aproximadamente 113
km2, y en este trabajo se le denomina complejo plutónico San Jerónimo (CPSJ).
Con la finalidad de establecer el marco teórico de referencia para el estudio geológico y
geofísico de cuerpos magmáticos, en este capítulo se describirán los procesos magmáticos
más importantes, las características de los mecanismos principales que controlan el ascenso y
emplazamiento de magmas y las geometrías comunes de los plutones.
Todo lo anterior, en combinación con la información geológica publicada acerca de las rocas
plutónicas de Baja California, permitió plantear los objetivos de esta tesis, los cuales se
describen al final del capítulo.
-
3
Figura 1. Mapa del Cinturón Batolítico Peninsular (CBP), mostrando la zona magnetita-
ilmenita (Gastil et al., 1990), la separación por zonas oeste (W), central (C) y este (E) según el
incremento en la proporción de Tierras Raras ligeras (REE) de occidente a oriente a través del
CBP, según Gromet y Silver (1987) y la línea gabro-tonalita (Gb-To; Gastil, 1983). Los
asteriscos muestran la localización de cuatro de los complejos plutónicos mejor estudiados, así
como el de este estudio, San Jerónimo (Modificada de Schmidt et al., 2002).
-
4
Figura 2. Mapa con las unidades litológicas pre-cenozoicas y cenozoicas de la parte central de
la península de Baja California. La línea doble en negro representa la división de las zonas
Mt-Il. En amarillo se muestra la zona sur del batolito correspondiente al CPSJ (Modificado de
Camarena, 2006).
Batolito de San Jerónimo
(CPSJ)
-
5
I.1 Marco teórico
I.1.1 Fusión, ascenso y emplazamiento de magmas
Al hablar de la generación de fundidos es importante tomar en cuenta el ambiente tectónico.
En la Figura 3 se muestran de manera esquemática las regiones donde ocurre el fenómeno de
fusión parcial en ambientes de subducción y extensión. En un ambiente extensional
característico de una dorsal oceánica se generan magmas en respuesta a la descompresión
pasiva que involucra el ascenso del manto de manera adiabática, donde la fusión es inducida
por la separación de dos placas; se estima que en este ambiente tectónico ocurre el 62.5%
(Schmincke, 2004) de la tasa de producción de magma a escala global (Tabla I). En contraste,
en el interior de las placas, ya sean oceánicas o continentales, la fusión parcial ocurre bajo
condiciones de descompresión activa, donde el fenómeno se asocia con la presencia de
anomalías térmicas, las cuales están relacionadas con plumas generadas en el manto que,
cuando se producen en ambiente oceánico, dan lugar al desarrollo de islas volcánicas
oceánicas. Las márgenes convergentes de placas, donde ocurre el fenómeno de subducción,
son responsables de la producción de más de la cuarta parte del magma a escala global (Tabla
I, Schmincke, 2004).
Cuando una placa oceánica fría subduce bajo otra placa oceánica se desarrolla un arco de islas
oceánico; un segundo escenario es cuando una placa oceánica subduce debajo de una placa
continental, dando origen a un arco volcánico continental (Figura 3). En estos ambientes de
arco el magma se genera por la deshidratación de minerales de la corteza subducida, cuando el
agua liberada por la placa subducida se incorpora al manto bajando el punto de fusión y
produciendo la fusión parcial de materiales de esa región.
-
6
Figura 3. Sección litosférica a través del continente y océano donde se muestran las regiones
donde ocurre el fenómeno de fusión parcial. La descompresión activa y pasiva se refieren al
proceso que propicia la fusion del manto (Tomada de Rogers y Hawkesworth, 2000).
Figura 4. Esquemas que ilustran los dos mecanismos dominantes para el ascenso de magma en
estado fundido en niveles superiores de la corteza para su posterior emplazamiento. a) La
movilización por diapiros implica volúmenes grandes de roca fundida. b) Ascenso de magmas
a través de diques (Tomada de Bons et al., 2004).
-
7
Tabla I. Tasas de producción de magma de acuerdo con el ambiente tectónico. Las tasas están
en km3/año (Schmincke, 2004).
Ambiente
tectónico /
tipo
emplazamiento
Dorsal
meso-
oceánica
Zona de
subducción
Magmatismo
oceánico
intraplaca
Magmatismo
continental
intraplaca
Totales
km3/año
Extrusivo 3 0.6 0.4 0.1 4.1
Intrusivo 18 8 2 1.5 29.5
Totales 21 8.6 2.4 1.6 33.6
Porcentaje 62.5 25.6 7.1 4.8
Recientes estudios, tanto estructurales, como químicos e isotópicos, entre otros, realizados en
granitoides, indican que un plutón está constituido por intrusiones magmáticas sucesivas
asociadas con eventos discontinuos. Petford (1997) conceptúa cuatro etapas magmáticas
sucesivas que describen la historia de formación de los complejos plutónicos, las cuales se
caracterizan por los siguientes procesos: fusión parcial, segregación, ascenso y
emplazamiento. De acuerdo con el autor anterior, y en términos generales, una vez generado
el magma, independientemente del ambiente tectónico, el proceso es seguido por la fase de
segregación, la cual ocurre desde el estado inicial de la fusión; en ese momento el fundido
empieza a formar una red interconectada por la que puede fluir y formar zonas de
acumulación o reservorios, donde ocurren fenómenos de separación de fases y, por lo tanto,
de diferenciación acentuada. Wilson (1989) y Spera (2000) concuerdan en que las variaciones
de la densidad de los fundidos en función de la composición, la temperatura y la presión, son
los factores dominantes para que se efectúe la segregación magmática.
Después de la segregación ocurre el ascenso del magma, para lo que se han sugerido dos
modelos básicos: el diapírico y el de transporte a través de diques con propagación de
fracturas. Los dos modelos tienen restricciones particulares y son contrastantes pero, en
ambos casos, el ascenso es más o menos continuo (Figura 4). En el diapirísmo el contraste de
densidades entre el magma y la roca que lo rodea propicia una inestabilidad tal que le permite
ascender y este mecanismo está restringido a las cortezas media e inferior, que se caracterizan
por ser dúctiles. En el caso del modelo de propagación de diques, es necesario que la presión
-
8
interna del magma exceda el esfuerzo principal mínimo en la roca encajonante para propiciar
la nucleación de fracturas y la formación de diques.
Figura 5. Esquema conceptual que ilustra como el fundido se segrega y empieza su ascenso
(1). El emplazamiento desarrolla una cámara magmática que es alimentada por intrusiones
discontinuas de magma que durante su ascenso ha evolucionado químicamente (2).
Finalmente, la cámara magmática puede crecer en la zona de emplazamiento debido a la
alimentación episódica de magmas (3); 1, 2, y 3 representan los episodios de emplazamiento
de magma (Modificada de Vigneresse, 2007).
El emplazamiento de cuerpos de magma en la corteza se enfrentan al problema de espacio, y
es por esto que diversos mecanismos para la creación de espacio han sido sugeridos por
(Vigneresse, 2007): asimilación de las paredes de la roca encajonante, el levantamiento del
techo, así como los espacios creados por movimientos tectónicos (por ejemplo las estructuras
de tipo pull apart que son rápidamente rellenadas con magma. Además, Cruden (1998) añade
la depresión del piso de la cámara magmática para compensar el ascenso.
Para explicar el emplazamiento del magma Brown (2007) ha sugerido: a) el de intrusiones en
forma de diques tabulares horizontales y verticales, b) el de flujos viscosos controlados
estructuralmente por canales en los cuales se generan intrusiones con formas de hongo, y c) el
-
9
ascenso y emplazamiento como diapiros. Lo anterior ha sido representado esquemáticamente
por Vigneresse (2007), según se muestra en la Fig. 5.
I.1.2 Cámaras magmáticas
Una cámara magmática es un reservorio de magma en la corteza, en el cual suceden una serie
de procesos durante el enfriamiento y cristalización del fundido (Sinton et al., 1992).
Existen esquemas generales para explicar las diferentes fases que ocurren dentro de una
cámara magmática. En la Figura 6 se muestra el esquema de un sistema magmático donde se
observan distintos grados de solidificación, en función de la temperatura, fracción cristalina y
viscosidad. En esta figura se ve que por debajo de la temperatura de solidus la fracción
cristalina es del 100% (roca sólida) y por arriba de la temperatura de liquidus es el material
que está completamente fundido con fracción cristalina nula. Dentro de la región entre los
límites solidus-liquidus, el sistema varía en cristalinidad y en la distribución de las fases
líquida y sólida, que a su vez dependen de la composición. Esta región “multifase” entre TL y
TS puede dividirse en dos importantes regiones reológicas; la primera cuando el líquido
contiene un agregado cristalino y deja de comportarse como un fluido Newtoniano al alcanzar
la zona de cristalinidad crítica y, la segunda región, cuando el líquido se comporta como un
sólido parcialmente fundido. La terminología de las divisiones reológicas varía dependiendo
del autor, por ejemplo, Marsh (1989; en Sinton et al., 1992) nombra como zona de suspensión
al material entre el liquidus y el 25% de cristalinidad, que es cuando el magma tiene una
viscosidad aproximadamente 10 veces la del liquidus y, a la región con cristalinidad entre el
25% y el 55% como mush; por último, al material con menos del fluido crítico se le conoce
como corteza rígida.
Durante el enfriamiento y cristalización de una cámara magmática, junto con los cambios
reológicos y texturales pueden ocurrir cambios composicionales asociados con el fenómeno
de diferenciación magmática. Este proceso está ligado a la cristalización fraccionada y
segregación magmática que se dan conforme el líquido se empobrece en los elementos
constituyentes de las fases minerales tempranas y da lugar a un líquido de composición
-
10
diferente al inicial, lo cual involucra el término de evolución, que ayuda a explicar los
diferentes tipos de rocas provenientes de una misma fuente.
Figura 6. Representación esquemática de un sistema magmático indicando las variaciones físicas de un
cuerpo de magma en función del descenso de la temperatura. Temperatura de liquidus (TL) y solidus
(TS); fracción cristalina donde 1.0 = cristalinidad total y 0 = fundido y, viscosidad, del 0 al 10 en (µL).
Los perfiles reales varían en función de las propiedades físicas del sistema y los procesos de
transferencia de calor (Tomado de Sinton et al., 1992).
I.1.3 Geometría de los cuerpos plutónicos
La forma de un plutón, de acuerdo con Clemens y Mawer (1992), se debe a la forma de arribo
del magma y, en menor medida, a efectos locales de acomodamiento debidos a inflamiento,
fracturamiento anular, rebaje magmático, etc. Para explicar la geometría de los plutones se ha
considerado que éstos tienden a moverse horizontalmente antes de aumentar su espesor en
sentido vertical, como observa Cruden (2006; en Brown, 2007), y que el crecimiento vertical
de las intrusiones está limitado por las propiedades mecánicas de la roca encajonante, así
como por el nivel de emplazamiento pues, en niveles someros de la corteza, el crecimiento
vertical está dominado por el levantamiento del bloque de techo, como los lacolitos que se
Temperatura
Fracción cristalina
Baja viscosidad
TS
TL
μ L
10
5
0
1.0
0
Cristalinidad
crítica
Sólido
Parcialmente
fundido
Pasta
(Mush)
Fundido
Liquidus
Solidus
Roca
sólida
Suspensió
n
-
11
emplazan en niveles muy someros de la corteza aprovechando las discontinuidades
estratigráficas para moverse de manera horizontal, inflarse y superar la carga litostática
(Corry, 1988; en Chávez-Cabello, 1998). En el mismo sentido se ha mencionado que
conforme aumenta la profundidad, el crecimiento vertical puede estar dominado por la
depresión del piso, como en el caso de los lopolitos.
Con base en la información disponible sobre la geometría de diversos plutones, McCaffrey y
Petford (1997) establecieron una relación de aspecto de plutones y lacolitos, encontrando que
la longitud y el espesor de los intrusivos muestran un comportamiento de tipo fractal. La
expresión de esta relación es:
T=kL(a)…………………………………………………………...……… (1),
donde L es la longitud, T el espesor, k una constante igual a 0.12 y a es una exponencial igual
a 0.88±0.10 para el caso de los lacolitos, y 0.80±0.20 para los plutones. La relación anterior
indica que la geometría de ambos tipos de plutones, independientemente de sus dimensiones,
es similar (Figura 7a).
Brown (2007) documentó una relación similar, realizada a partir de la utilización de datos de
espesores (T) y longitudes (L) de intrusivos subhorizontales y tabulares, los cuales se
graficaron para obtener la relación Log (T) vs Log (L), de donde se obtuvo que los datos
delineaban una zona en forma sigmoidal (Figura 7b). A partir de este resultado, el autor pudo
obtener los límites verticales para las intrusiones tabulares, donde una L de aproximadamente
1 km será posible cuando T sea de unos 100 m y, para una T de 2.5 km la longitud (L) será de
aproximadamente 50 km.
Esta es una situación que complica el planteamiento de la forma y crecimiento de los plutones
pues la falta de evidencias acerca de la forma de estos cuerpos se debe a que comúnmente no
se observa el piso ni el techo, por lo que la forma no puede definirse con certidumbre y, por lo
tanto, el crecimiento no puede ser estimado a partir de la información estructural.
Algunos autores proponen que el desarrollo de los batolitos y los plutones grandes pueden
reflejar series de pulsos seguidos por fenómenos de inflamiento y coalescencia (Figura 5).
-
12
a) b)
Figura 7. a) Modelo de etapas de crecimiento de intrusiones tabulares. Obsérvese que a1 en los que experimentan engrosamiento (Tomada de
McCaffrey y Petford, 1997). b) Compilación de datos de espesores (T) y longitudes (L) de
cuerpos intrusivos, datos (McCaffrey y Cruden, 2002). La curva sólida S es la que mejor
ajusta los datos y el área sombreada representa los límites de acumulación de éstos. Adyacente
a la curva se muestran algunas formas que toman los intrusivos con respecto a la parte de la
curva en que se encuentren (Modificada de Brown, 2007).
Figura 8. Vista en planta de las formas de algunos plutones con estructuras concéntricas de
Baja California (Tomada de Gastil et al., 1975). Los trazos punteados en el interior de los
plutones indican fracturas o foliación, principalmente.
-
13
I.2 Geología regional
I.2.1 Características de los plutones de la parte central de la península de Baja
California
Siguiendo criterios petrológicos (Gastil, 1983) y geoquímicos (Silver et al., 1979), el Cinturón
Batolítico Peninsular (CBP) se ha dividido en regiones. De acuerdo con su mineralogía,
elementos traza, edad y otros indicadores isotópicos, geoquímicos y físicos, los intrusivos
pueden agruparse, como se muestra en la Figura 1, principalmente en una Zona Occidental
(Kimbrough et al., 2001; Tulloch y Kimbrough, 2003; Symons et al., 2003) y en una Zona
Oriental (plutones tipo La Posta), separadas básicamente por la línea magnetita-ilmenita
definida con base en mediciones aeromagnéticas por Gastil et al. (1990), la cual sigue siendo
una importante referencia para discriminar entre las regiones mencionadas y guarda cierto
paralelismo con la línea gabro-tonalita (Gastil, 1983) de la Figura 1. En ambas zonas, los
plutones son cretácicos y las principales características geológicas se resumen en la Tabla II
que muestra el conocimiento geológico, geoquímico y geocronológico que se tiene de la
región de estudio, haciendo patente al mismo tiempo la pertinencia de este trabajo de tesis al
observarse que no existen trabajos previos en la zona de estudio.
Con respecto a los patrones de tierras raras de las rocas plutónicas a través de la parte norte
del CBP, Gromet y Silver (1987) muestran que éstos también varían sistemáticamente de
oeste a este, y que estas variaciones definen tres distintas regiones donde, los valores de
Tierras Raras ligeras se incrementan de occidente a oriente (Figura 1). Utilizando otros
criterios geológicos y geoquímicos, Schmidt et al. (2002) sugieren la existencia de una zona
transicional, entre el occidente y oriente, la cual está definida litológicamente como de
depósitos tipo flysch.
-
14
Tabla II. Características geológicas de los plutones de las zonas Vizcaíno, occidental y oriental de la península
de Baja California. La información en la que no se indica referencia es de las bases de datos de Delgado-Argote
(2004). Abreviaturas: B (Barnes); C (Castro-Leyva); J (Johnson); K y M (Kimbrough and Moore); M (Murray);
S (Symons); V (Valencia); W y L (Weber y López-Martínez). Facies metamórficas: EV=Esquistos verdes;
Anf=Anfibolita. Plutones: P.P (Punta Prieta), N.R (Nuevo Rosarito), Rin (La Rinconada). (Tomada de
Delgado-Argote, 2004).
Características Región Vizcaíno
Región occidental
Región magnetita-ilmenita
(zona transicional y El Arco)
Región oriental
PLUTONES
Tamaño < 40 km2
magnetita en San José y El Potrero
Ilmenita
Deformación
/ foliación
San Pablo = fuerte-
mente tectonizado
Localmente intensa y
penetrativa
San José= Sinplutónica durante el último
Pulso de tres
Débil,
sinplutónica
AMBIENTE
GEOLÓGICO
Tectonismo Asociaciones sintectónicas
Asociaciones sintectónicas
Emplazamiento posterior a la acreción tectónica y emplazamiento y deformación
por expansión lateral de los plutones San
José y El Potrero
Tardío a post-tectónico
Rocas encajonantes Secuencias ofiolíticas
de 220 Ma (U-Pb)
Volcánica
tipo Santiago
Peak, esquisto de mica, cuarcita
Secuencia volcanosedimentaria de
Alisitos
Esquisto de
biotita, mármol,
cuarcita, anfibolita
Metamorfismo
de las rocas encajonantes
Esquistos verdes en la
ofiolitas
Esquito verde a
anfibolita baja
EV a Anf en San José, EV
hacia el sur.
Mesoanfibolita a
migmatita superior
Ambiente
tectónico
Arco de islas sobre
piso oceánico
Arco de islas
sobre piso
oceánico sin material continental
Zona limítrofe entre terrenos cuya corteza es
oceánica (occidente) y continental
(oriente)
Arco continental
Relaciones de
contacto
Intrusiones someras
en ofiolita
Cabalgamiento al occidente de la sierra San
Pedro Mártir y transicional hacia el sur. Desconocida en El Arco y occidente
de sierra San Borja
-
15
Geológicamente, los plutones de la zona occidental se caracterizan por tener afinidad con un
ambiente de arco de islas y están encajonados principalmente por rocas metamórficas en la
facies de esquistos verdes y anfibolitas (Gastil et al., 1975 y Tabla II), pertenecen a la serie de
la magnetita con susceptibilidades magnéticas aproximadas de 130 x 10-5
SI y son
generalmente rocas metaluminosas (granitos tipo I) con rangos de edad entre 140 y 105 Ma
(Silver et al., 1979; en Gastil et al., 1990); las rocas plutónicas de esta zona tienen variaciones
composicionales entre tonalita, gabro, cuarzogabro y diorita, con un contenido moderado de
K2O, y son plutones más pequeños que los de la zona oriental (Tabla II). Los plutones de la
zona oriental tienen afinidad con corteza continental, intruden en rocas características del
miogeoclinal norteamericano del Paleozoico, son plutones del Cretácico medio entre 105 Ma
y 90 Ma (Silver y Chapell, 1988; Kimbrough et al., 2001), pertenecen a la serie de la ilmenita,
son peraluminosos (granitos tipo S) y son rocas muy ricas en K2O (Tabla II).
Se ha documentado que los batolitos de las dos zonas tienden a mostrar zonación casi
concéntrica, observándose que los núcleos en los cuerpos de la región occidental (ricos en
magnetita) son máficos, mientras que los de la región oriental (ricos en ilmenita) son félsicos
(Gastil et al., 1975). Trabajos a detalle en plutones con núcleos gabróicos y dioríticos
(Delgado-Argote et al., 1995) muestran que las rocas más máficas son las más antiguas y que
las más jóvenes son principalmente monzoníticas y están en la periferia.
De manera general se interpreta que el CBP representa las raíces plutónicas de un extenso
sistema de arco. Gastil et al. (1975) consideran que en el norte de Baja California, el batolito
tiene más de 400 plutones discretos que a su vez varían en sus dimensiones; la mayoría de
ellos muestran una estructura de exposición circular (Figura 8), por lo que los últimos autores
suponen que los cuerpos son diapiros, independientemente de su composición, y que la
variedad en el diámetro depende del nivel de exposición (Gastil et al., 1975).
-
16
I. 3 Objetivos
I.3.1 Objetivo general
En este trabajo se hace énfasis en el estudio de las características petrológicas y estructurales
de las rocas intrusivas del complejo plutónico San Jerónimo, con la finalidad de definir la
geometría del emplazamiento, conocer el ambiente geológico en el que se formaron estas
rocas, así como sus relaciones genéticas, para finalmente obtener un modelo del proceso de
emplazamiento del complejo. Adicionalmente, a partir del análisis de susceptibilidad
magnética de muestras seleccionadas y de datos aeromagnéticos, se propone la caracterización
de cuerpos a partir de los contrastes de susceptibilidad, principalmente entre diorita-tonalita, y
entre esas rocas y menas de Fe.
I.3.2 Objetivos particulares
Geológicos
a) Clasificar petrográfica y geoquímicamente las rocas intrusivas del CPSJ a partir de una
selección de muestras representativas del plutón.
b) Correlacionar los patrones de fracturas de las rocas intrusivas con la dirección de flujo
del magma interpretado a partir de la foliación mineral.
c) Definir la geometría de emplazamiento del plutón de acuerdo con las relaciones de
contacto entre plutones, las estructuras magmáticas y la deformación.
d) Definir el ambiente de formación probable y la evolución magmática del complejo
plutónico a partir de la información geoquímica.
e) Proponer un mecanismo de formación de las menas de Fe.
f) Proponer un modelo de emplazamiento para los cuerpos plutónicos, apoyándonos en
los resultados geocronológicos, estructurales y petrológicos.
-
17
Geofísicos
a) Correlacionar la composición de las rocas plutónicas con los datos aeromagnéticos y
de susceptibilidad magnética.
b) Definir la distribución probable a profundidad de los cuerpos plutónicos a partir del
análisis de la información aeromagnética del área de estudio.
c) Integrar el resultado cuantitativo con los resultados geológicos y hacer una integración
de los datos.
Este trabajo es importante porque es el primero en estudiar con detalle las características
petrológicas y estructurales, además de integrar un análisis de datos aeromagnéticos, de uno
de los complejos plutónicos que forman el borde meridional del Cinturón Batolítico
Peninsular. En este estudio se ofrece, además, una explicación a la presencia de anomalías de
Fe de interés económico.
-
18
II. METODOLOGÍA
En este capítulo se describirá la metodología utilizada en el desarrollo de esta tesis. Desde los
trabajos previos hasta las salidas de campo, los criterios seguidos en la toma de muestras y
datos estructurales, el procesamiento de las muestras en los laboratorios para su posterior
análisis petrográfico y geoquímico. También se hablará de los métodos utilizados para evaluar
petrológicamente el resultado de los análisis petrográficos, geoquímicos y estructurales; por
último, se explicará el procedimiento seguido para el análisis de datos aeromagnéticos.
II.1 Cartografía
Previo a las salidas de campo, se realizó un mapa geológico escala 1:25,000 de una superficie
de aproximadamente 100 km2 de la zona denominada complejo plutónico San Jerónimo
(CPSJ), donde se cartografiaron contactos litológicos y rasgos estructurales de los cuerpos
intrusivos. El mapa geológico base fue elaborado a partir de la carta geológica H12C71 (San
Jerónimo) escala 1:50,000 de CETENAL (1977). Además, con el uso de estéreopares a escala
1:84,000 generados a partir de imágenes LandsatTM con resolución de 30x30m e imágenes
tomadas de Google Earth Pro con resolución aproximada de 1x1m, se elaboró un mapa
fotointerpretativo de lineamientos estructurales para apoyar la cartografía existente.
La interpretación de imágenes se hizo con la finalidad de enriquecer el mapa base y poder
tener una idea de la distribución de las estructuras intrusivas más grandes en el área. Se
identificaron lineamientos rectilíneos y curvilíneos, marcando como rectilíneos aquellos
rasgos lineales sobresalientes donde se apreciaba una continuidad no menor a los 200 m. Con
base en la observación de Gastil et al. (1975), en el sentido de que la mayoría de los plutones
del CBP son circulares y tienen rasgos internos con tendencias paralelas a sus bordes, se
buscaron estructuras curvilíneas en las imágenes, generando un mapa final que incluye los
datos del mapa base y de las interpretaciones estructurales.
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II.2 Geología estructural
El análisis estructural se realizó a partir de datos de foliación magmática, fracturas verticales
de los intrusivos y mediciones de cizalla. Con esa información se llevó a cabo el análisis
geométrico del complejo plutónico San Jerónimo.
II.2.1 Criterios para la toma de datos estructurales
Como se describe en el capítulo de Geología Estructural, se siguió el criterio geométrico de
fracturas de Balk (1937; en Price y Cosgrove, 1990) para buscar correlaciones con rasgos
indicativos de direcciones de flujo y de esfuerzos; con ese fin, se midieron más de 400 datos
de fracturas verticales y horizontales sistemáticamente, siguiendo la regla de la mano derecha.
Un criterio importante en la adquisición del dato de fractura fue observar que el rasgo fuera
penetrativo (observable por varios metros de longitud o en los afloramientos contiguos) y
persistente en la mayor parte del afloramiento. La foliación magmática se midió siguiendo la
orientación de los cristales de las rocas y en algunos casos, a partir de la orientación de
enclaves. En el caso de las zonas de falla, o de movimiento en estado sólido de los intrusivos,
los datos medidos fueron en planos de las cizallas: azimut, echado, dirección del echado y
“rake” de las estrías.
II.2.2 Análisis geométrico
Los datos de las fracturas verticales y de las foliaciones magmáticas se analizaron por
separado. A su vez, el análisis de las fracturas se llevó a cabo separando la información de
acuerdo con el tipo de roca y, de la misma manera, los datos de foliación se discriminaron de
acuerdo con la litología. El análisis geométrico fue realizado por medio del programa
StereoWin para Windows Ver. 1[1].2 (Allmendinger, 2002) y los resultados se muestran
como polos de los planos de fractura o foliación en el hemisferio inferior de la proyección de
Schmidt. Los resultados se presentan por agrupación de sitios siguiendo la separación
mencionada. Los datos de cizalla se analizaron por zonas y por tipo de roca. El análisis
cinemático se efectuó con el programa FaultKin Win Ver. 1.1 (Allmendinger, 2001). El
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análisis de los datos de falla se efectuó después de clasificarlas de acuerdo con el ángulo del
“rake”; dicho ángulo varía entre 45° y 90° en las fallas normales o inversas y 0° a 45° en las
laterales (Ragan, 1985).
II. 3 Petrografía y microscopía electrónica
Durante el trabajo de campo se tomaron 56 muestras de roca. De ellas, 46 fueron analizadas
petrográficamente para definir las composiciones modales y conocer las características
texturales, además de la identificación de las alteraciones. El análisis modal de todas las
muestras de roca se llevó a cabo haciendo conteo con una retícula con cuadros de 1mm2 de
por lo menos 366 puntos por lámina. El resultado de la moda fue utilizado para clasificar las
rocas en el diagrama de rocas plutónicas (LeMaitre, 2002).
De las 56 muestras colectadas, siete de ellas provienen de diques de óxidos de fierro. Estas
muestras se analizaron por separado en el microscopio electrónico de barrido JEOL JSM-35c,
con la finalidad de hacer un análisis por elementos y caracterizar los minerales. En estas
muestras se realizó un análisis previo con el microscopio petrográfico para identificar los
silicatos asociados y se empleó luz reflejada para observar características estructurales de los
minerales opacos.
II.3.1 Preparación de las muestras
Las láminas delgadas se elaboraron en el Laboratorio de Preparación de Rocas y Minerales
del CICESE, siguiendo el procedimiento descrito por Rendón Márquez (1991), que consiste
en cortar la muestra y formar un prisma rectangular de 1.5 x 3.1 x 1 cm, del que se obtiene
una lámina delgada con un espesor de 30 m. En su mayoría, los cortes en las muestras no
tuvieron orientación preferente, ya que son prácticamente isotrópicas a esa escala. En el caso
de las muestras con marcada foliación, los cortes fueron perpendiculares a ella. Para analizar
las muestras de los diques de óxidos de fierro se prepararon láminas con superficies pulidas
sin cubre objeto.
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II.4 Geoquímica
En 10 muestras de roca fresca se realizaron análisis químicos de elementos mayores, traza y
tierras raras (Tabla III). La preparación de las muestras se efectuó en el Laboratorio de
Preparación de Rocas y Minerales de la División de Ciencias de la Tierra del CICESE,
utilizando un triturador de quijadas para reducir las rocas a esquirlas con un diámetro de 0.5 a
1cm, aproximadamente. Las esquirlas se pasaron por un molino de discos de fierro para
obtener tamaños de grano menores a 1mm; enseguida se realizó una alícuota para separar
aproximadamente 100g de muestra representativa de la roca total. La molienda final se
efectuó en una pulverizadora de anillos de carburo de tungsteno donde los granos se redujeron
a
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Tabla III. Muestras analizadas para geoquímica. Abreviaturas: N.M.A. = Número de muestra
abreviado. Las coordenadas están dadas en UTM, con datum NAD 27.
No. de muestra N.M.A. Latitud N Longitud W Tipo de Roca
10-IV-09 10 217670 3138130 Tonalita
12-IV-09 12 217837 3137505 Gabro
16-IV-09 16 217411 3135846 Tonalita
20-IV-09 20 216069 314094 Diorita
25-IV-09 25 216375 3136022 Tonalita
1-VI-09 1 217894 3130800 Diorita
4-VI-09 4 218769 3132360 Tonalita
7-VI-09 7 217804 3132015 Diorita
13-VI-09 13 217825 3133412 Diorita
18-VI-09 18 220395 3138586 Diorita
Tabla IV. Límites de detección de elementos mayores (en % m/m) y traza (en ppm) de
análisis “4LithoRes” (ActLabs-Skyline de Ancaster, Ontario, Canadá).
Elemento Límite de
detección
Elemento Límite de
detección
Elemento Límite de
detección
Elemento Límite de
detección
SiO2 0.01 Sr 2 Ag 0.5 Ho 0.1
Al2O3 0.01 Y 2 In 0.2 Er 0.1
Fe2O3t 0.01 Zr 4 Sn 1 Tm 0.05
MnO 0.001 Cr 20 Sb 0.5 Yb 0.1
MgO 0.01 Co 1 Cs 0.5 Lu 0.04 CaO 0.01 Ni 20 La 0.1 Hf 0.2 Na2O 0.01 Cu 10 Ce 0.1 Ta 0.1 K2O 0.01 Zn 30 Pr 0.05 W 1 TiO2 0.001 Ga 1 Nd 0.1 Tl 0.1
P2O5 0.01 Ge 1 Sm 0.1 Pb 5
Sc 1 As 5 Eu 0.05 Bi 0.4
Be 1 Rb 2 Gd 0.1 U 0.1
V 5 Nb 1 Tb 0.1 Th 0.1
Ba 3 Mo 2 Dy 0.1
Los datos de elementos mayores de las rocas, fueron procesados en el programa SINCLAS
(Verma et al., 2003) para normalizar los datos a una base seca. Dicho programa utiliza los
valores de FeOt para determinar el Fe2O3, FeO y el cociente Fe2O3/FeO que compara con los
valores definidos por Middlemost (1989) para cada tipo de roca. Este cálculo resulta útil al
momento de calcular la norma CIPW, ya que en la formación de ciertos minerales
ferromagnesianos es importante tomar en cuenta el estado de oxidación del Fe aunque, cabe
señalar, que las consideraciones del programa son particularmente útiles cuando se trabaja con
rocas volcánicas, pero en el caso de las rocas intrusivas el procesamiento nos sirve para tener
un control mayor sobre los datos geoquímicos.
Los datos de Fe2O3t ajustados se muestran en la Tabla VI como Fe2O3adj y FeOadj que, al
final del procesado, fueron los únicos datos ajustados que se tomaron en cuenta para el cálculo
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del CIPW en el programa IGPET (TerraSofta, 2009). La ventaja de utilizar los datos ajustados
consiste en que, aunque IGPET también hace un recálculo del Fe2O3t para determinar el Fe2O3
y FeO, utilizando la ecuación FeOt=FeO+0.8998 Fe2O3 que considera la densidad, en donde
el Fe2O3=0 y que a partir del FeOt calculado se obtienen las composiciones ajustadas a base
anhidra, no toma en cuenta el tipo de roca como SINCLAS lo hace. Por lo anterior, hacer
previamente el ajuste en SINCLAS nos ayuda a calcular la norma de una manera más realista.
Con estos resultados se realizó una clasificación química de las rocas utilizando el diagrama
TAS (Total Álcalis vs Sílice) y se elaboraron diagramas Harker y de tierras raras para
describir las características geoquímicas de las muestras, y proponer relaciones entre las rocas
del complejo plutónico.
II. 5 Aeromagnetometría
Considerando que existen valores de susceptibilidad magnética muy distintos entre las
diferentes unidades litológicas del área de estudio, se utilizaron los datos aeromagnéticos de
las cartas H11-12, escala 1:250,000 del Servicio Geológico Mexicano (SGM, 2003) para
identificar contrastes útiles para apoyar la cartografía y la interpretación sobre la distribución
de los cuerpos magnéticos a profundidad. Los valores de intensidad del campo magnético
fueron tomados en líneas orientadas N-S con una distancia entre líneas de vuelo de 1000m,
con registro cada 250m, a una altura de vuelo de aproximadamente 300m. El equipo utilizado
fue un par de magnetómetros marca Geometrics G-822A y SCINTREX CS-2, ambos con una
sensibilidad de 0.001nT (nanoTestas o Gammas). Las cartas H11-12 contienen información en
una superficie de 32000 km2
en donde a los valores de intensidad magnética medidos se les ha
corregido por variación diurna y se les ha sustraído el valor del campo normal de la tierra o
campo geomagnético tomando en cuenta su posición geográfica, la fecha del levantamiento y
altura del vuelo. Para facilitar el procesado los datos se presentan en un archivo de
coordenadas X, Y, H a lo largo de las líneas de vuelo (SGM, 2003).
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II.5.1 Procesado de datos aeromagnéticos
Los datos se procesaron en el programa Surfer 8, en donde se separaron los datos
correspondientes al área de estudio 113km2 y se generó una malla regular con una separación
entre puntos 1000m con el método de interpolación de mínima curvatura. Con el propósito de
suprimir el efecto regional a esta malla se le aplicó un filtro pasa altas de 3 x 3 puntos, con el
propósito de resaltar las anomalías producidas por cuerpos pequeños como los diques de fierro
y se realizó la configuración aeromagnética con contornos de intensidad separados a cada 100
nT. El mapa aeromagnético residual resultante fue sobrepuesto al mapa geológico y se realizó
una interpretación cualitativa basada en el examen de la forma y la intensidad de las
anomalías y su correlación con los rasgos litológicos y estructurales. Para realizar una
interpretación más completa de las anomalías se realizo una interpretación cuantitativa,
mediante modelado directo bidimensional, de una anomalía dipolar asociada a una zona con
diques de óxidos de fierro.
II.5.2 Medición de la susceptibilidad magnética
La susceptibilidad magnética se define como la capacidad de una roca para adquirir
magnetización. En este sentido las rocas con mayor contenido de minerales magnéticos tienen
susceptibilidad mayor que las que no los contienen.
Con la finalidad de conocer la geometría de los cuerpos intrusivos por debajo de la superficie,
se realizó un estudio de anomalías magnéticas a partir de la información aeromagnética del
Servicio Geológico Mexicano SGM (2003). Con base en los contrastes de susceptibilidad
magnética de distintos minerales y rocas se puede inferir la geometría de cuerpos con
propiedades magnéticas distintas. Para llevar a cabo el estudio mencionado, se analizaron la
susceptibilidad magnética de rocas representativas del complejo y la composición
mineralógica de los diques de óxidos de Fe.
Según Sharma (1976), las anomalías magnéticas se presentan de manera natural en rocas
donde hay, tanto minerales ferromagnéticos como paramagnéticos; ambos pertenecen al grupo
de los óxidos de Fe-Ti, cuyas composiciones aparecen en el diagrama ternario del sistema
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FeO-Fe2O3-TiO2 de la Figura 9, donde las líneas rectas que conectan FeTiO3 (ilmenita) con
Fe2O3 (hematita) y Fe2TiO4 (ulvoespinela) con Fe3O4 (magnetita) representan el campo de
solución sólida que encierra a las series de minerales magnéticos más importantes en las
rocas. La hematita e ilmenita son anti-ferromagnéticas y la eventual magnetización de estos
dos minerales es muy débil comparada con la magnetita, razón por la que el principal mineral
que contribuye al magnetismo de las rocas es la magnetita (Fe3O4), seguida de la ulvoespinela,
que definen a la serie de la titanomagnetita (Sharma, 1976).
Debido a que la capacidad de magnetizarse de una roca bajo la acción de un campo magnético
externo está relacionada con el contenido de minerales magnéticos y es cuantificada por
consiguiente, por con sus valores de susceptibilidad magnética, es necesario conocer esos
valores en las rocas para poder correlacionar las anomalías magnéticas detectadas a una
posible fuente y así mapear unidades extensas de roca en función de esa propiedad.
De acuerdo con los análisis petrográfico y geoquímico, el Complejo Plutónico San Jerónimo
está formado por rocas que varían desde el gabro y diorita hasta el granito. En este conjunto
de rocas, petrográficamente se estimaron diferentes abundancias de minerales opacos que en
su mayoría son óxidos pertenecientes a la serie de la titanomagnetita (Figura 9). Al realizarse
un análisis de la susceptibilidad magnética en muestras del complejo plutónico se observó que
los valores varían dependiendo del tipo de roca, así como del volumen y tipo de minerales
magnéticos.
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Figura 9. Diagrama ternario de la composición de óxidos comunes de Fe-Ti, mostrando las
principales series de solución sólida (líneas gruesas). La tendencia en la dirección de
oxidación con radio constante Fe/Ti está indicada con las flechas (Tarling, 1971; en Sharma,
1976).
Se midió la susceptibilidad magnética de 50 muestras de roca, de las cuales seis provienen de
diques de fierro y las 44 restantes son de rocas intrusivas que cubren todo el espectro
composicional. La medición de la susceptibilidad magnética global (bulk susceptibility) se
efectuó en el Laboratorio de Paleomagnetismo del CICESE, utilizando un susceptibilímetro
KLY3 que consiste en un sistema de bobina pick-up conectado a una PC vía una interfase RS-
232. La sensibilidad del instrumento es de 2 x 10-8
SI (Sistema Internacional), midiendo en el
rango de 3 a 450 A/m. Las mediciones se realizaron en muestras de aproximadamente 12 cm3,
las cuales se colocaron en un vaso de plástico que manualmente se introdujo al
susceptibilímetro. Se realizó una medición por muestra.
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27
II.5.3 Modelado de las anomalías magnéticas
Con el perfil magnético obtenido de la zona de diques de óxidos de fierro, se modeló la forma
y la profundidad posible del cuerpo que genera la anomalía. Se utilizó el programa Mag2dc
(Cooper, 2005) para Windows con el cual se calcula la anomalía magnética (inducida o
remanente), para uno o más cuerpos de geometría poligonal cuasi tridimensional (2.5
dimensiones) de n lados con susceptibilidad magnética constante. Este programa usa un
algoritmo tipo Talwani para calcular la anomalía, para las susceptibilidades utiliza unidades
c.g.s o SI y para las distancias kilómetros o metros, en tanto que para el cálculo de la
anomalía nanoTeslas o gammas (nT). Para modelar anomalías inducidas es necesario conocer
los siguientes parámetros: rumbo del perfil modelado, altura de vuelo a la que se tomaron los
datos aeromagnéticos, intensidad, inclinación, declinación del campo geomagnético, anchura
(3ra. dimensión) y la susceptibilidad magnética del cuerpo que se está modelando.
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III. RELACIONES DE CAMPO Y PETROGRAFÍA DE LAS UNIDADES
LITOLÓGICAS
Se realizó la cartografía geológica utilizando como base la carta geológica San Jerónimo
(H12C71) 1: 50,000 de CETENAL (1977). Se efectuaron caminamientos estableciéndose 108
estaciones, donde se hizo una descripción del afloramiento, medición de estructuras y, en 56
sitios, la colecta de muestras representativas para su análisis petrográfico y químico (Figura
10). Es importante hacer notar la buena calidad de la interpretación de contactos litológicos
del mapa de CETENAL, el cual se enriqueció con este trabajo con la definición de las
unidades de roca y con la información estructural.
III.1 Unidades litológicas
A partir del contenido mineralógico y rasgos texturales identificados en el análisis
petrográfico de las muestras (Tabla V, Figura 10), así como estructurales en el campo, se
identificaron cinco unidades litológicas básicas en el complejo plutónico San Jerónimo (CPSJ)
(Figura 11) las cuales son: 1) Gabro 2Px, Diorita de Hbl-Cpx y Diorita de Cpx-Hbl-Bi; 2)
Cuarzodiorita; 3) Tonalita y diques aplíticos de la misma composición; 4) Granodiorita; 5)
Diques de óxidos de Fe. Dos muestras de diques fueron clasificadas como granito.
Las relaciones de contacto entre ellas, así como sus estructuras, se describirán a detalle en las
siguientes secciones. También se describirán petrográficamente las distintas unidades de roca
y la mineralogía encontrada.
Para fines descriptivos el área se ha separado en dos zonas, la zona norte que abarca desde el
limite morfológico del arroyo El León hacia el norte-noroeste, y contiene las unidades
intrusivas de la llamada diorita norte y la tonalita norte, junto con los diques de fierro que
afloran en esta área. La zona sur abarca del límite del arroyo El León hacia sur-sureste, y
contiene las unidades diorita sur, tonalita sur, cuarzodiorita y granodiorita. Esta separación se
hizo con base en diferencias petrológicas, petrográficas, geoquímicas y magnéticas, las cuales
se señalarán más adelante.
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Figura 10. Mapa geológico del Complejo Plutónico San Jerónimo donde se indican las
estructuras circulares más importantes, las cuales se asocian a emplazamiento por pulsos.
±
±
±
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Tabla V. Síntesis petrográfica del complejo plutónico San Jerónimo (CPSJ)
Zona Muestra
Tipo de
Roca
Coordenadas
Latitud, Longitud
Plag
Na/Ca FK Opx Pig Cpx Hbl Bi Qz Zr Ap Mt Textura
Norte 1-IV-09 Granito 213748, 3148959 34 29 4 33 tr Inequigranular
Norte 4-IV-09 Granito 216273, 3137412 37 30 tr 2 1 29.5 0.5 Microgranular
Norte 5-IV-09 Tonalita 216277, 3137304 57 6 37 tr 5 Inequigranular
Norte 6-IV-09 Tonalita 217363, 3137532 47 3 1.4 15 33 0.6 Inequigranular
Norte 7-IV-09 Gabro 2Px 217592, 3137726 65 Lab 7 23 2 3 Inequigranular
Norte 8-IV-09 Tonalita 217730, 3137890 60 3 5 2 30 tr tr tr Porfídica
Norte 9-IV-09 Tonalita 217670, 3138130 61 2 1 2 32 2 Aplítica
Norte 11-IV-09 Tonalita 217913, 3137839 57 6 8 29 tr Porfídica
Norte 12-IV-09 Gabro 2Px 217837, 3137505 60 Lab 5 15 13 4 1 2 Inequigranular
Norte 13-IV-09 Tonalita 217220, 3137583 47 10 37 6 Inequigranular
Norte 16-IV-09 Tonalita 217411, 3135846 56 tr 2 4 37 tr 1 Inequigranular
Norte 17-IV-09A Tonalita 217470, 3135562 63 tr 3 33 tr 1 Equigranular
Norte 17-IV-09B Tonalita 217470, 3135562 58 0.5 3 3 34 0.5 Porfidica
Sur 18-IV-09 Tonalita 217156, 3135420 55 3 4 3 35 tr Foliada
Sur 19-IV-09 Tonalita 217982, 3134579 53 1 0.5 7 3 33.5 tr 2 Foliada
Norte 22-IV-09 Diorita 216181, 3140200 72 6 19 3 Inequigranular
Norte 23-IV-09 Gabro 2px 216187, 3140547 77 2 20 1 Inequigranular
Norte 24-IV-09A Tonalita 215424, 3137271 60 2 8 30 Inequigranular
Norte 24-IV-09B Diorita 215424, 3137271 78 1 15 4 tr 2 Foliada
Norte 25-IV-09 Tonalita 216375, 3136022 70 3 tr 8 19 tr Inequigranular
Sur 27-IV-09 Grd 215879, 3134845 32 24 2.5 4 36 tr 1.5 Inequigranular
Sur 28-IV-09 Grd 217213, 3135312 27 15 5 10 43 tr Inequigranular
Sur 29-IV-09 Grd 217157, 3134480 43 22 2 31 tr tr 2 Inequigran