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Bol. Soc. Geol. Mexicana, XXXVll; 84·90,1976

 

La Zona Batolítica del Sur de California y el Occidente de México

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM1976v37n2a3

Gordon Gastil*, Daniel Krummenacher, Joan Doupont, Janalhan Bushee, Wallace Jensky y David Darthelmy

* Agradecemos al Dr. Gordon Gastil, de la Universidad de San Diego State (EU de NA) por su cortesía al autorizar la publicación de este trabajo. Los Editores. 

Resumen

Durante la segunda mitad de la Era Mesozóica, un arco volcánico plutónico se extendía desde el norte de Sonora, a través de lo que ahora se conoce como el sur de la Península de Baja California hasta el sur de México. A lo largo de su orilla occidental el arco cruzaba el fondo del mar oceánico. En su orilla ínterior penetraba en el antiguo basamento de rocas precámbricas.

La zona está dividida en sub-zonas petrográficas: una sub-zona de gabro hacia el oeste; después, tierra adentro hay una sub-zona de tonalita y otra de adamelita. La posición de estas zonas parecen estar relacionadas con el tipo de roca del basamento preexistente.

La zona es un compuesto de diapiros intrusivos comunmente de 2 a 10 km. de diámetro, los cuales subieron fuertemente hacia una zona de esquisto verde a facies anfibolitas, rocas metavolcánicas y metasedimentarias.

La intrusión empezó en el lado del Pacifico hace 145 millones de años y se movió a través de la zona, aproximadamente 60 millones de años; siguió el levantamiento y el enfriamiento por 5 a 20 millones de años.

 

1. Introducción

Esta zona batolítica se extiende a una distancia de 2700 km. desde las cordilleras peninsulares del Sur de California (E.U.A.), a través de la Península de Baja California y de los estados de Sonora, Sinaloa, Nayarit, Jalisco y Colima y posiblemente tenga 700 km. más y llegue hasta el Golfo de Tehuantepec. Creemos que las rocas batolíticas de esta zona, ahora distendidas por fallas de rumbo y la dilatación del Golfo de California, una vez formaron cierta estructura semejante a un arco, extendiéndose desde el Estado de Sonora, México (Fig. 1 No. 1) y hacia el Sur a través de la Península de Baja California y el sur de México (Gastil y otros, 1972; Gastil y Jensky, 1973).

La mayor parte de nuestro trabajo se ha efectuado en la región del Sur de California y en el Estado de Baja California, pero ningún trabajo de reconocimiento se ha hecho al Sur de la costa del Estado de Jalisco.

 

2. Límites de la zona del batolito

En la parte Sur de California, E.U.A., la zona está fracturada hacia el Norte y Noreste por la falla de San Andrés (Fig. 1, No. 3). A lo largo de la costa occidental del Sur de California y Baja California Norte, el borde oeste de la zona se encuentra en su mayoría cubierta por sedimentos post-batoliticos. Al sur del paralelo 28° con latitud norte, en la Península de Baja California se pueden distinguir pequeños afloramientos, en la Isla de Cedros, en los cabos occidentales de la Isla (Fig. 1, No. 7) y en varios puntos situados en el litoral de la costa del Golfo de Californía (Fig. 1, Nos. 4, 5, 6), que incluyen las cordilleras de Sudcalifornia, en la vertiente Sur de La Paz (Fig. 1, No. 12). Creemos que en la extensión del batólito, en esa parte de la región peninsular, quizás se encuentren algunas áreas limitadas, que no son abundantes, debajo de las cuencas terciarias y de antiguos estratos cretácicos.

En la región central y occidental de Sonora, las intrusiones mesozoicas se extienden hacia un terreno de rocas de basamento precámbrico. El limite del batolito aún no está muy bien definido. En Sinaloa y Nayarit (Fig. 1, Nos. 8, 9, 10) las rocas de esta zona están expuestas en forma discontinua, a través de la superficie de sedimentos y rocas volcánicas terciarias.

Al este de la escarpa de la Sierra Madre Occidental el batolito está enteramente cubierto por la potente secuencia de ignimbríta, de edad Oligoceno-Mioceno. Desde Jalisco (Fig. 1, No. 13) a Oaxaca (fuera de No. 14 en Fig. 1) la orilla suroeste de esta zona se localiza bajo el Pacífico y la orilla noreste se extiende hacia una formación de rocas con basamentos paleozoicos y precámbricos.

 

3. Rocas preexistentes de los batolitos

A lo largo de su margen Oeste el batolito en la Península de California, muestra rocas de edad Jurásico Superior y meso-Cretácico, de composición predominantemente andesitica y de origen volcano-volcaniclástico.

Estas rocas volcánicas descansan sobre estratos marinos de edad Triásico Superior a Jurásico Superior. Ninguna otra roca de edad más antigua ha sido aún identificada. La porción media de la zona del batolito penetra en sedimentos clásticos, no-volcánicos, de edad mesozoica y paleozoica superior.

En Sonora la región este de la zona batolítica penera en estratos calcáreos del Paleozoico y del Precámbrico Superior, encima del basamento precámbrico más antiguo.

En el extremo suroeste y en áreas marginales hacia el noreste, los estratos pre-batolíticos no presentan metamorfismo. La mineralogía de la zona de metamorfismo regional es semejante a la descrita como tipo Buchan o Abakuma. La ilimanita y la andalucita son comunes en las rocas metamórficas de alto grado, la estaurolita se encuentra localmente y la sienita no existe.

 

4. Petrografía de las rocas batolíticas

La zona batolítica puede ser subdividida en subzonas petrológicas que son paralelas a lo largo de la zona. Nosotros reconocemos tres sub-zonas: una sub-zona de gabro en la parte lateral del Pacífico, una sub-zona central de tonalita y otra sub-zona de adamelita hacia el interior.

La sub-zona de gabro está en esa parte de la zona, por lo cual los gabros son uno de los tipos importantes de la roca. En la mayoría de las partes de esta sub-zona, el gabro constituye menos de 20% de las rocas graniticas y la tonalita alcanza hasta un 60%. Los plutones de gabro están por lo común petrográficamente compuestos en capas y varían en composición, de peridotita a anortosita. La hornblenda es el mineral ferromagnesiano más abundante. Las rocas ultraferromagnesianas serpentinosas están asociadas con los gabros, a lo largo del extremo oeste de esta sub-zona.

La roca más importante de la sub-zona tonalítica es una tonalita, con hornblenda leucocrática y biotita, localmente graduada a granodiorita. En muchos lugares esta roca se distingue por su abundancia, de esfena áspero llega a un porcentaje superior de 0.5 cm. de cristal grande. Las tonalitas y granodioritas forman los plutones más grandes de la zona algunas miden hasta 40 km. de diámetro.

La adamelita es la sub-zona que está menos estudiada de las tres. En esta sub-zona la tonalita y la granodiórita probablemente forman la mitad del área granitica, en el mapa; la adamelita y el granito constituyen la otra mitad. El granito auténtico está esencialmente ausente dentro de las otras dos subzonas.

 

5. Forma y medio ambiente de emplazamiento

Los plutones individuales, discordantes y de estructura concéntrica penetran a las tres sub-zonas, pero son característicos del gabro oriental y de la subzona de tonalita occidental, en donde penetran el esquisto verde inmobilizado y los terrenos metamórficos con fase de anfibolita. Esta forma de intrusión plutónica no se encuentra en áreas magmáticas adyacentes. La intrusión de forma diapírica parece ser característica de profundidades intermedias de emplazamiento. Las formas diapíricas se consideran perdidas en donde el magma sube hacia el nivel de deformación por fractura. La ausencia general de formaciones plutónicas en las zonas magmáticas más profundas indican que una de estas zonas dió lugar a los diapiros, o que el movimiento después del emplazamiento en las zonas más profundas destruyó las formas del diapiro. En general, la sub-zona occidental de gabro y la sub-zona de adamelita oriental muestran zonas de emplazamiento menos profundas, en cambio la sub-zona de tonalita comprende las zonas de mayor profundidad.

La historia del emplazamiento se complica por otra etapa de levantamiento y erosión compleja. Los plutones tempranos fueron emplazados y expuestos por la erosión, después fueron cubiertos por rocas volcánicas y a su vez fueron penetrados por plutones posteriores. En varios lugares, los plutones parecen haber penetrado antes y a menor profundidad que los plutones posteriores. Aunque las rocas plutónicas del gabro lateral y de la sub-zona de adamelita penetran rocas volcánicas de edad semejante, son, a su vez, cortadas, por muchos diques volcánicos de edad mesozoica y no hay asociación de la subzona de tonolita con rocas volcánicas de edad semejante. Esto puede ser una función de la profundidad del emplazamiento, que indica no sólo que el terreno de rocas extrusivas mesozoicas ha sido desgastado por la erosión, sino que los diques volcánicos se habian originado en niveles más altos, o habian sido destruidos por el calor y mobilidad persistente de rocas de mayor profundidad. La evidencia de lo último ha sido observada en los llamados diques "sin-plutónicos" que aparecen como rocas metamórficas, que cruzan dentro de las zonas magmáticas. Es importante mencionar que la zona volcánica andesítica contemporánea desde el Jurásico al Cretácico Medio no estaba limitada a un área de suelo oceánico, previo a una capa continental, pero sí existia en los tres ambientes de la corteza, que se extienden por la orilla noreste hasta el fondo del yacimiento precámbrico más antiguo, de Sonora y de Arizona. Deberia ser mencionado a este respecto, que ahi donde el archipiélago del Jurásico-Cretácico, de la zona volcánica, está en contacto con el continente, la distribución de plutones es de la misma edad, pero la petrografía de la zona del plutón varía. Ahí la zona del plutón se extiende hasta Sonora, la sub-zona de gabro se desvanece y las rocas de tipo adameliítico-granodiorítico se tornan predominantes.

 

6. Profundidad de la intrusión

Thatcher y Brune (t969) han indicado que el espesor de la corteza es de 30 a 40 kms bajo el eje de la zona del batolito, en el Sur de Alta California y de la Baja California; gran parte de este volumen debe consistir de batolitos mesozoicos. El resto de este volumen ha de consistir de metasedimento Mesozoico, en el Oeste (bajo la zona de gabro) que descansa en la corteza oceánica, bajo la zona de tonalita en un terreno continental de sedimento metamorfizado de edad Paleozoico y Precámbrico Superior y bajo la zona de adamelita existe un margen continental de gneisses y rocas graníticas. La profundidad de emplazamiento de los plutones iniciales debe haber sido al menos de 40 km. La profundidad mínima de emplazamiento es indicada por el tamaño y la forma de los plutones. Creemos que la mayoría del magma plutónico ascendió en formas diapíricas, de 2 a 10 km de diámetro, con el díámetro máximo promedio de plutón como de 6 km. Los plutones circulares con lados inclinados, de 10 km de diámetro, demuestran que la presente superficie de erosión estaba por lo menos a 5 km de profundidad, aunque la punta más alta del diapiro haya llegado a la superficie.

 

7. Tiempo de emplazamiento

Por medio de la estratigrafía sabemos que las rocas plutónicas más antiguas, en la parte occidental de la zona del batolito Mesozoico, son más antiguas que el Jurásico Inferior y más recientes que el pre-Turoniano. No existen límites estratigráficos para los plutones de la zona tonalítica. Las intrusiones de la zona de adamelita parecen haber penetrado el Cretácico Medio y posiblemente el Cretácico Superior. Las edades medidas por medio de plomo-alfa, plomo isotópico y rubidio·estroncio tienden a estar de acuerdo con los límites estratigráficos de 95 a 145 millones de años, en la mitad Occidental de la zona; en cambio dan una edad de 80 m. a. en la parte oriental de la misma. No obstante, las edades de potasio/argón, que incluyen pares concordantes (biotita y hornblenda de la misma edad) son sistematicamente más bajos. La comparación directa con edades zircón isotópico (comunicación personal de León Silver, 1973) indica que el sistema K/Ar quedó abierto hasta algunos millones de años después del emplazamiento, En general, las "edades" medidas por K/Ar no son las edades de emplazamiento, sino las edades de levantamientos y enfriamientos rápidos. (D. Krummenacher y otros, trabajo sometido a la G.S,A.).

 

8. Levantamiento y enfriamiento

Las "edades" de enfriamiento de la hornblenda indican el tiempo en el cual la roca se enfrió bajo 475°C y las "edades" para biotita indican el tiempo en el cual se enfrió a menos de 230°C (Hart, 1964). La diferencia en edades indica el tiempo requerido para enfriarse de 475°C a 275°C. La manera más rápida de llevar a cabo este enfriamiento es el levantamiento y la erosión.

En la sub-zona de gabro creemos que el levantamiento y la erosión ocurrieron en forma rápida hace aproximadamente 100 a 112 millones de años. En la parte Este de la sub-zona de gabro y en partes de la sub-zona de tonalita occidental, los pares discordantes de K/Ar demuestran el levantamiento y la erosión más lenta, hace 85 a 100 millones de años. En otras regiones de la sub-zona de tonalita los plutones se quedaron a temperaturas arriba de 475°C, por 20 a 30 millones de años, antes de ser descubiertos tan rápidamente que las edades concordantes (±5 m. a.) de hornblenda y biotita fueron producidas. En la sub-zona Oriental de tonalita y la sub-zona de adamelita, las "edades" indican enfriamiento en el intervalo de hace 80 a 60 m. a. con el grado de concordancia dependiendo de la magnitud de descubrimiento.

El cuadro incluye una lista de las determinaciones de edad K/Ar de rocas volcánicas y plutónicas mesozoicas, de la zona batolitica de la Baja California y del oeste de México, que se midieron, fueron tomadas en el laboratorio de la Universidad de San Diego State (E.U.A.). También existen algunas rocas graníticas de edad terciaria, que no tienen una clara relación con el vulcanismo terciario.

Los datos adicionales para la región mexicana de esta provincia han sido presentados por Henry y Fredriksen (1972), Anderson y otros (1969), Yeats y otros (1971), Rincón-Orta y otros (1965). Suppe y Armstrong (1973) han compilado datos adicionales de la parte de la provincia que está en la Alta California. Las determinaciones de edad de las rocas plutónicas deben ser consideradas como representativas de las edades de la intrusión o formación, y solamente cuando son datos que provienen de estudios mineralógicos y de campo son tomados en cuenta y pueden ser consideradas corno edades mínimas, del último metamorfismo o erosión de los plutones.

En este breve trabajo no podernos dar la prueba de la dilatación en numerosas etapas y del desplazamiento lateral de las áreas cerca del Golfo de California (Gastil y otros, 1972; Gastil y Jensky, 1973). El cuadro 1 indica las posiciones hipotéticas ocupadas por las respectivas partes de la zona batolitica (1), durante el Cretácico Superior, antes de la ocurrencia de la importante disrupción; (2) hace 30 m. a., después del movimiento apreciable horizontal, pero antes de los movimientos de dilatación; (3) hace 5 m. a., después de la acción de la tectónica "Basin and Range" y antes de la formación del presente Golfo de California; y (4) la presente posición de los Terrenos.

 

9. Conclusiones

1) La traza de la zona del batolito sigue la huella de vulcanismo andesítico contemporáneo, pero la evidencia para este vulcanismo contemporáneo, generalmente está ausente, a lo largo de la porción del eje de la zona.

2) La traza de la zona vulcano-plutónica corta el margen continental previo.

3) La asimetría petrográfica está relacionada con la variación en la corteza preexistente. Las rocas gabroicas pueden ser fragmentos de rocas removidas de la corteza oceánica preexistente.

4) Hay numerosos plutones de estructura concéntrica, con diámetros de afloramiento visibles hasta de 10 km. Se cree que son de origen diapírico y parecen ser emplazados a profundidades intermedias (posiblemente 5 a 20 km).

5) El fenómeno de emplazamiento granitico y de cristalización empezó en el lado occidental del Pacifico, del área estudiada, con la movilización de intrusiones gabróicas y ultraferromagnesianas hace 145 m. a. y se movieron a través de la zona quizás por un período de 60 m. a. El levantamiento y erosión de estas rocas siguieron al emplazamiento de 5 a 20 millones de años.

 

Agradecimientos

Los autores están agradecidos por la colaboración de estudiantes y colegas de la Universidad de San Diego State (E.U.A.), y por el personal del Instituto de Geologia y del Consejo de Recursos Naturales no Renovables (Ahora consejo de Recursos Minerales) (México). También recibieron una ayuda monetaria de la National Science Foundation y de la National Geographic Society (E.U.A.).
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Nota: El presente trabajo no traía bibliografía. El Editor.