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1. Introducción
La parte noroccidental de México es rica en mineralizaciones auríferas que comparten un conjunto de características generales con los depósitos de oro de tipo orogénico (Izaguirre et al., 2012, 2017a, 2017b; Lazcano et al., 2022, 2023a, 2023b), de acuerdo con la clasificación de Groves et al. (1998) y otras revisiones posteriores (e.g., Bierlein y Crowe, 2000; Groves et al., 2003; Goldfarb et al., 2005):
Mineralogía simple de las vetas (cuarzo mayoritario, carbonatos presentes en algunos depósitos, contenidos modales bajos de sulfuros polimetálicos, trazas de oro nativo de alta pureza y minerales accesorios como micas blancas, turmalina, scheelita, etc.) y de la alteración hidrotermal asociada (micas blancas, carbonatos, pirita, clorita, etc.), la cual suele encontrarse en forma de estrechos halos alrededor de las vetas y ocasionalmente dentro de horizontes especialmente reactivos o zonas de cizalla.
Ausencia de zonación mineral significativa a nivel de depósito y de distrito.
Inclusiones fluidas acuoso - (carbónicas) en cuarzo con temperaturas de homogeneización moderadas y bajas salinidades, comúnmente entre ~200−400 °C y <10 wt.% NaCl equiv. Además, los fluidos presentan composiciones isotópicas compatibles con un componente mayoritario de aguas de origen metamórfico (38 análisis de depósitos diferentes en Sonora, 1 en el sur de California).
Estructuras mineralizadas comúnmente en forma de vetas de relleno de falla y extensionales alojadas en zonas de cizalla frágil-dúctiles relacionadas con suturas y otras estructuras compresivas de escala regional. Ocasionalmente como vetas conformables con la foliación de la roca caja en zonas fuertemente plegadas y/o cizalladas.
Rocas encajonantes diversas, que incluyen rocas plutónicas y metamórficas en facies de sub-esquistos verdes a anfibolitas, de edades comprendidas entre el Precámbrico y el Cretácico.
Profundidades de emplazamiento moderadas cerca de la transición frágil-dúctil.
Contexto tectónico compresional vinculado a un orógeno compuesto acrecional. Metalogénesis en coexistencia con magmatismo, metamorfismo, engrosamiento cortical y denudación sin-convergente.
La existencia de magmatismo coetáneo abre la posibilidad de que al menos una parte de los depósitos de oro pudieran estar relacionados con intrusivos (e.g., Valladares-San José en la Sierra San Pedro Mártir en Baja California; Lazcano et al., 2023a; San Francisco-Llano en Sonora; Poulsen et al., 2008). Sin embargo, a pesar de que algunos de los depósitos estudiados están relacionados temporal y espacialmente con plutones, tanto su control estructural como la ausencia de zonación y/o la firma isotópica de la mineralización no respaldan una posible conexión genética entre ellos. Por el contrario, estos criterios sugieren una mayor afinidad con los depósitos de oro orogénico.
Los depósitos de oro sinorogénicos del noroeste de México y extremo suroeste de EUA se agrupan en dos cinturones de edad diferente, subparalelos y contiguos originalmente antes del proceso de ruptura continental en el Golfo de México (Figura 1). El cinturón de oro orogénico de las Sierras Peninsulares (COOSP) es el más occidental y antiguo (~106‒92 Ma; Lazcano et al., 2022, 2023a, 2023b) y se asocia a la etapa final y volumétricamente más importante de la construcción del batolito de las Sierras Peninsulares (BSP). El desarrollo del BSP durante el Cretácico medio se enmarca en la fase de compresión generalizada que afectó al margen suroeste de Norteamérica (Schmidt et al., 2002) y que, en el sector mexicano, se relaciona con la acreción del terreno compuesto Guerrero, cuyo segmento más septentrional en la península de Baja California es el arco de islas Alisitos (e.g., Centeno-García et al., 2011; Busby, 2023). El cinturón de oro orogénico de Caborca (COOC) está asociado en cambio a la orogenia Larámide sensu lato y se desarrolló entre ~69 y 36 Ma en la parte noroeste de Sonora y en los extremos colindantes de Arizona y California (Izaguirre et al., 2016, 2017b). Recientemente, se ha descrito el solapamiento entre ambos cinturones de oro en la zona oriental del BSP, concretamente en el área de La Rumorosa, Baja California (Lazcano et al., 2023b). En esta área coexisten depósitos de oro agrupables dentro del COOSP (≥93 Ma) y otros más jóvenes considerados como los más occidentales y antiguos del COOC (~77−75 Ma) que, además, son coetáneos con la primera generación de pórfidos cupríferos en Sonora y Arizona (~76−72 Ma; Barra y Valencia, 2014).
Figura 1 Mapa geológico simplificado del batolito de las Sierras Peninsulares modificado a partir de Kimbrough et al. (2001). En el cuadro de la esquina superior derecha se muestra la localización de los cinturones de oro orogénico del noroeste de México. Abreviaturas: ESCG, Escarpe del Golfo; RUM, La Rumorosa; SCEM, sierras Cucapá-El Mayor; SLP, sierra Las Pintas; ZCCLM, zona de cizalla Cuyamaca-Laguna Mountains; ZMSPO, zona milonítica de las Sierras Peninsulares Orientales; (estados) AZ, Arizona; BC, Baja California; BCS, Baja California Sur; CA, California; SO, Sonora.
El objetivo del presente estudio consiste en demostrar la existencia de otros depósitos sinorogénicos (término que preferimos preventivamente para evitar la controversia acerca del origen de los fluidos) similares en la franja litoral del Golfo en el norte de la península de Baja California. Con esta finalidad, se eligió el área de San Felipe (Figura 1) donde se han reportado dos prospectos auríferos (La Felipeña y La Blanca; SGM, 1999) que podrían ser cretácicos considerando la geología local, caracterizada por un basamento ígneo-metamórfico pre- y (sin)-batolítico (Andersen, 1973). El constreñimiento temporal de la mineralización en La Felipeña se realizó mediante la combinación de dos métodos geocronológicos: U-Pb en circones de un intrusivo encajonante (edad máxima) y 40Ar/39Ar en micas blancas hidrotermales de una veta de cuarzo-carbonato (edad mínima). Adicionalmente, se analizaron las inclusiones fluidas de varias muestras de cuarzo de las vetas de este mismo prospecto para conocer los aspectos más básicos sobre las condiciones físico-químicas del proceso mineralizador.
2. Geología del área de estudio
El área de estudio se encuentra en el extremo oriental del batolito de las Sierras Peninsulares (BSP), el cual está compuesto mayoritariamente por plutones del Cretácico de diversa composición. Inicialmente, los plutones se emplazaron en la zona occidental del BSP entre los ~130−110 Ma en un contexto de arcos extensionales (e.g., Silver y Chappell, 1988; Busby et al., 1998; Todd et al., 2003). Seguidamente, se formó el grueso del BSP en las zonas central y oriental entre ~110−85 Ma en un contexto orogénico (e.g., Johnson et al., 1999; Schmidt y Paterson, 2002; Wetmore et al., 2003; Shaw et al., 2014).
La orogenia de las Sierras Peninsulares (término adoptado de Hildebrand y Whalen, 2014) incluye la acreción del arco Alisitos en la parte sur del BSP -aproximadamente al sur de la falla activa de Agua Blanca - y la subsiguiente consolidación de un arco magmático continental compresivo a lo largo del batolito (Schmidt et al., 2014). Posteriormente, el magmatismo, la deformación compresiva y el metamorfismo continuaron migrando hacia el este fuera del BSP, en relación con la subducción de bajo ángulo asociada a la orogenia Larámide sensu lato (e.g., Silver y Chappell, 1988; Staude y Barton, 2001; McDowell et al., 2001; Ortega-Rivera, 2003). Ello excluye una banda discontinua con plutonismo hasta ~74 Ma entre las montañas Santa Rosa en el sur de California (Iriondo et al., 2023) y las sierras Cucapá-El Mayor en el norte de Baja California (Grove et al., 2003a).
Se ha reconocido deformación compresiva Larámide en el margen oriental del BSP sólo desde ~90 Ma (Figura 1). La única estructura de escala regional atribuida a este evento corresponde a la “zona milonítica de las Sierras Peninsulares Orientales” (Eastern Peninsular Ranges mylonite zone) en las montañas Santa Rosa-Borrego Springs, localizadas en el extremo noreste del BSP (e.g., Sharp, 1979; Simpson, 1984; May, 1989; George y Dokka, 1994; Wenk et al., 2000). Otra estructura potencialmente laramídica en el sur de California es la falla polifásica Chariot Canyon en la zona de cizalla Cuyamaca-Laguna Mountains (Grove et al., 2003b; Bethel-Thompson et al., 2014). En cuanto al norte de Baja California, existe fracturación transpresiva relacionada con el emplazamiento de vetas auríferas en el área de La Rumorosa (Lazcano et al., 2023b) y, además, sugerimos la posibilidad de que la fase de plegamiento F2 que describe Siem (1992) en la Sierra El Mayor también se relacione con esta orogenia.
Las rocas prebatolíticas del área de San Felipe fueron estudiadas en detalle por Anderson (1982, 1993), quien las describe como una secuencia de metaargilitas, mármoles, esquistos y cuarcitas paleozoicas depositadas en un ambiente marino somero en una posición marginal respecto al cratón de Norteamérica (Laurencia) (Figura 2). Su grado metamórfico varía entre facies de esquistos verdes en torno a la población de San Felipe y se incrementa hasta las facies de anfibolitas bajas en la sierra Abandonada, en la parte oeste de la zona de estudio. Anderson (1993) propone una conexión entre esta secuencia y las rocas cámbricas pertenecientes al miogeoclinal cordillerano (margen pasivo del suroeste de Laurencia) del noroeste de Sonora. Concretamente, los esquistos máficos de la sierra Abandonada, cuyo protolito es compatible con basaltos alcalinos, podrían correlacionarse con la formación vulcano-sedimentaria cámbrica de Cerro Rajón (Siqueiros et al., 2022), definida en la región de Caborca por Barrón-Díaz et al. (2019).
Figura 2 Mapa geológico simplificado del área de San Felipe modificado a partir de Anderson (1993). Datos geocronológicos: (1) Rothstein (1997); (2) Ortega-Rivera (2003); (3) Moniz (2008); (4) Fonseca-Martínez (2019); (5) este estudio. Letra regular = edad U-Pb en circones; letra cursiva = edad 40Ar/39Ar en mica blanca (La Felipeña) o biotita (resto de fechamientos).
La secuencia prebatolítica está afectada por dos sistemas de pliegues aproximadamente ortogonales (Jones, 1966; Anderson, 1982): (1) un sistema de pliegues apretados a isoclinales de dirección NE-SO y ligero cabeceo hacia el NE, cuyo mejor ejemplo a escala cartográfica es un anticlinal que se sitúa al suroeste de la sierra de Kila, y (2) otro sistema de pliegues apretados de dirección NO-SE, cuyo mejor ejemplo lo constituye el anticlinal del cerro Abandonado. En el área de Agua Caliente, localizada aproximadamente a 50 km al suroeste de San Felipe, en el borde sureste de la Sierra de San Pedro Mártir, aflora igualmente el miogeoclinal en una lámina cabalgante hacia el este con un patrón de plegamiento similar. Schmidt y Paterson (2002) interpretaron que los pliegues NE-SO son los más antiguos (prebatolíticos), probablemente asociados a la orogenia tardi-paleozoica OuachitaMarathon-Sonora, mientras que los paralelos al eje del BSP están emparentados con la orogenia de las Sierras Peninsulares del Cretácico medio.
En cuanto a las rocas batolíticas del área de San Felipe, Andersen (1973) cartografió tres unidades plutónicas en un estudio de carácter regional: la granodiorita de sierra de Kila, la diorita del cerro El Machorro, que es texturalmente similar a la que ocupa la parte norte de la sierra Abandonada, y una tercera unidad de diques y sills cuarzo dioríticos. La granodiorita de sierra de Kila fue fechada en su extremo sureste por U-Pb en circones en ~86 Ma (86.1 ± 0.7 Ma; Moniz, 2008, 85.6 ± 0.7 Ma; Fonseca-Martínez, 2019) y una muestra de cuarzo monzodiorita en el cerro El Machorro arrojó una edad de 91.9 ± 0.6 Ma (Fonseca-Martínez, 2019), contemporánea con el plutonismo tipo La Posta (~99−89 Ma) que representa el pulso magmático más voluminoso del BSP (e.g., Walawender et al., 1990; Kimbrough et al., 2001; Tulloch y Kimbrough, 2003; Gastil et al., 2014; Shaw et al., 2014). El basamento ígneo-metamórfico local está afectado por fallas normales y laterales cenozoicas (no representadas en la Figura 2) que han generado bloques basculados y pequeñas cuencas relacionadas con el proceso de ruptura continental oblicua del Golfo de California (Seiler et al., 2010, 2011).
El Servicio Geológico Mexicano, en la elaboración de la carta geológico-minera de la cuadrícula de San Felipe (SGM, 1999), identificó en esta localidad dos prospectos (Figura 2) que contienen anomalías en oro: La Felipeña (0.04 ppm Au; 4 ppm Ag; Cu, Pb y Zn ≤0.01%) y La Blanca (0.05 ppm Au; 3 ppm Ag; Cu, Pb y Zn ≤0.01%). Los trabajos mineros existentes en ambos prospectos y en otras manifestaciones minerales similares encontradas en el área periurbana de San Felipe se reducen a calicatas y pequeñas trincheras. Las rocas de caja en La Felipeña y La Blanca son metaargilitas con intercalaciones de capas delgadas de mármoles y cuarcitas, además de diques cuarzo dioríticos. En La Felipeña los diques/sills presentan una dirección NE-SO y son concordantes a subconcordantes con la foliación/estratificación de las rocas a las que intruyen. La mineralización tiende a desarrollarse en la zona de contacto entre ambas unidades litológicas, en forma de redes de vetas extensionales subparalelas u oblicuas de varios centímetros de grosor (Figura 3A). Las vetas están compuestas por cuarzo, contenidos variables de calcita y, en menor proporción, sulfuros (oxidados), mica blanca y turmalina (Figura 3B y C). La alteración hidrotermal está confinada a estrechos halos alrededor de las vetas (mm en metasedimentarias, varios cm de ancho en los intrusivos) y predomina la silicificación, sericitización y carbonatización de la roca de caja. En este estudio preliminar, con fines únicamente exploratorios, no se ha podido definir la geometría y control estructural de la mineralización, lo que requeriría de un estudio específico a nivel de distrito.
Figura 3 Rasgos representativos de la mineralización del prospecto La Felipeña. (A) Vetas extensionales subparalelas de cuarzocarbonato alojadas en la zona de contacto entre un dique cuarzo diorítico (subconcordante) y metaargilitas (esquina inferior izquierda). Las muestras para los análisis geocronológicos (LFEL-V y LFEL-D) se extrajeron en este afloramiento. Esquina superior derecha: proyección equiareal (hemisferio inferior) de la orientación de las vetas (V) y la estratificación/foliación principal (S0-1) de las rocas metasedimentarias (elaborado con el software Stereonet v.11; Allmendinger et al., 2012; Cardozo y Allmendinger, 2013). (B) Veta de cuarzo-calcita con salbanda rica en cristales de mica blanca (muestra fechada LFEL-V). (C) Microfotografía de la pared de una veta de cuarzo con abundante turmalina (luz polarizada con nícoles paralelos). Abreviaturas: Cal, calcita; Cb, carbonato; MB, mica blanca, Qz, cuarzo; Tur, turmalina.
3. Metodología
El muestreo para los estudios de geocronología y de inclusiones fluidas se realizó en el prospecto La Felipeña. Se analizó por el método de 40Ar/39Ar una muestra (LFEL-V) de una salbanda rica en hojuelas de micas blancas hidrotermales (cristales de hasta 5 mm de diámetro) extraída de una veta alojada en un dique cuarzo diorítico. Del mismo dique se obtuvo una muestra (LFEL-D) de roca fresca que se analizó por el método U-Pb en circones. En cuanto al estudio de microtermometría en inclusiones fluidas, se analizaron tres muestras de cuarzo (LFEL-VD1, LFEL-VD2 y LFEL-VD3) de las vetas que cortan el dique fechado y una cuarta muestra (LFEL-VM) de una veta cercana encajada en metaargilitas. Las especificaciones sobre los procedimientos empleados en los tres métodos se pueden consultar en publicaciones anteriores de este grupo de investigación dedicadas a la misma temática (Lazcano et al., 2022, 2023a, 2023b). La preparación de las muestras y su posterior análisis se realizaron en los centros de investigación mediante los equipos que detallamos a continuación:
La separación, montaje y caracterización petrográfica y mediante microscopio electrónico de barrido con detector de catodoluminiscencia (SEM-CL) de circones se realizó en el Laboratorio de Caracterización Mineral (CarMINLab) del Centro de Geociencias (CGEO), perteneciente a la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM). Los ratios isotópicos U-Th-Pb de los circones se analizaron en el Laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI) del mismo centro en una estación de trabajo Resonetics M050 equipada con un láser de exímeros (LPX220) acoplado a un espectrómetro de masas con fuente de plasma (Thermo, modelo cuadrupolo ICap).
La separación preliminar de las hojuelas de micas blancas se llevó a cabo en el CarMINLab del CGEO-UNAM y posteriormente se purificaron (>99% de pureza) en el Argon Geochronology Laboratory de la Oregon State University (OSU). El concentrado de micas blancas se analizó en este último laboratorio en un espectrómetro de masas de gases nobles multicolector (ThermoFisher ScientificTM ARGUS-VI).
La elaboración de cuatro láminas doblemente pulidas (espesor de ~200 µm) se produjo en el Taller de Laminación del CGEO-UNAM. Los análisis microtermométricos de inclusiones fluidas en cuarzo hidrotermal se realizaron en una platina térmica marca Linkam modelo THMSG-600 en el Laboratorio de Yacimientos Minerales (CGEO-UNAM). La precisión de las determinaciones es de ±0.2 °C para bajas temperaturas y de ±2 °C para altas temperaturas. Las salinidades e isocoras se calcularon mediante las temperaturas de depresión del punto de fusión y las ecuaciones de estado para el sistema H2O-NaCl mediante el software AqSo_NaCl de Bakker (2018, 2019). Para el sistema H2O-NaCl-CO2 se emplearon las ecuaciones de estado de Chen et al. (2007), Bozzo et al. (1975) y Duan et al. (1992, 1996), adecuadas para los sistemas H2O-CO2-NaCl-KCl y H2O-CO2-CH4-H2S(NaCl), entre 573 y 1200 K y a <500 MPa, y entre 273 y 1273 K y a <800 MPa, respectivamente. Ello, mediante el software Q2 dentro de la paquetería Clathrates de Bakker (1997).
4. Resultados
4.1 GEOCRONOLOGÍA U-Pb (CIRCONES) Y 40Ar/39Ar (MICA BLANCA)
Una muestra del dique cuarzo-diorítico (LFEL-D), colectada en el prospecto minero La Felipeña, fue fechada mediante U-Pb en circones utilizando un total de 27 ablaciones, seleccionando principalmente bordes de cristales para así obtener la edad de cristalización del dique. Se emplearon imágenes de SEM/CL para guiar la selección de los lugares de ablación y, posteriormente, se volvieron a obtener imágenes post-ablación para ayudar en la interpretación de los datos geocronológicos (Figura 4D). El tamaño promedio de los circones es de 100 µm y, morfológicamente, son prismáticos, euhedrales y alargados en su eje principal, con ambas caras bien definidas.
Figura 4 Gráficos de datos U-Pb obtenidos mediante la técnica de ablación láser (LA-ICP-MS) e imágenes de catodoluminiscencia de los circones del dique cuarzo-diorítico del prospecto La Felipeña. El procesamiento de los datos se realizó con el esquema de reducción de datos “VizualAge” (Petrus y Kamber, 2012) para el software “Iolite 2.5” (Paton et al., 2011). (A) Diagrama de concordia tipo TeraWasserburg mostrando todos los datos de los circones analizados de la muestra LFEL-D. (B) Acercamiento a los datos más jóvenes en donde se muestra la edad 206Pb/238U media ponderada calculada. (C) Diagrama de media ponderada mostrando los análisis utilizados para calcular la edad media ponderada. Las elipses de color azul representan los análisis utilizados para el cálculo de la edad media ponderada, mientras que las elipses de color gris representan los datos que fueron descartados para el cálculo de la edad media ponderada debido a que corresponden a circones con un cierto grado de pérdida de Pb, herencias (antecristales) o, simplemente, altos grados de discordancia. (D) Imágenes de cátodoluminiscencia post ablación láser de algunos circones representativos utilizados para el cálculo de la edad media ponderada, donde los medios círculos amarillos corresponden al lugar de ablación de un diámetro de ~22 µm.
Los datos isotópicos de U-Pb están graficados en el diagrama de concordia tipo Tera-Wasserburg (Figura 4A y B) y en el diagrama de media ponderada (Figura 4C). En el gráfico de concordia se aprecia una notable dispersión en los datos. De hecho, el análisis z-11 arroja una edad 206Pb/238U de 111.5 ± 2.7 Ma que relacionamos con un dominio heredado de circón (Tabla 1). En el acercamiento al diagrama de concordia (Figura 4B) también apreciamos una agrupación de 5 análisis relativamente viejos, que no utilizamos para el cálculo de la edad porque pudieran representar núcleos heredados de circón más antiguos (antecristales).
Tabla 1 Datos isotópicos U-Th-Pb obtenidos mediante LA-ICPMS en circones de un dique cuarzo-diorítico en el prospecto La Felipeña.
| RELACIONES ISOTÓPICAS CORREGIDAS | EDADES CORREGIDAS | ||||||||||||||||||||||
| Análisis/
Circón |
Comentario | U#
(ppm) |
Th#
(ppm) |
Th/U |
207Pb/206P
b† |
err
%* |
207Pb/235
U† |
err
%* |
206Pb/238
U† |
err %* |
208Pb/232T
h† |
err
%* |
Rho** | %
disc*** |
206Pb/238U | ±2s* | 207Pb/235U | ±2s* | 207Pb/206Pb | ±2s* | Mejor edad
(Ma) |
± | 2s |
| Muestra LFEL-D | Dique cuarzo-diorítico | 31.03860°N—114.82751°W (Datum WGS-84) | (San Felipe, Baja California) | Probeta ICGEO-181 | (Enero 2019) | ||||||||||||||||||
| z-23 | B+N, >U | 2304 | 334 | 0.14 | 0.05160 | 4.3 | 0.08950 | 4.2 | 0.01286 | 1.8 | 0.00490 | 7.3 | 0.42 | 5 | 82.4 | 1.5 | 87.0 | 3.5 | 257 | 95 | 82.4 | ± | 1.5 |
| z-10 | B, >U | 2130 | 254 | 0.12 | 0.04880 | 5.3 | 0.09000 | 5.9 | 0.01353 | 2.1 | 0.00499 | 7.2 | 0.35 | 1 | 86.7 | 1.8 | 87.5 | 4.9 | 130 | 120 | 86.7 | ± | 1.8 |
| z-2 | B, >U | 4078 | 799 | 0.20 | 0.04960 | 4.8 | 0.09270 | 5.6 | 0.01360 | 1.5 | 0.00509 | 5.7 | 0.26 | 3 | 87.1 | 1.3 | 90.0 | 4.8 | 169 | 110 | 87.1 | ± | 1.3 |
| z-20 | B, >U, D | 2038 | 733 | 0.36 | 0.06270 | 4.0 | 0.11660 | 4.5 | 0.01366 | 1.5 | 0.00519 | 6.9 | 0.34 | 22 | 87.5 | 1.4 | 111.9 | 4.8 | 695 | 82 | 87.5 | ± | 1.4 |
| z-7 | B+N, >U | 2308 | 651 | 0.28 | 0.04830 | 4.3 | 0.09150 | 4.7 | 0.01368 | 1.3 | 0.00446 | 4.9 | 0.28 | 1 | 87.6 | 1.1 | 88.9 | 4.0 | 121 | 99 | 87.6 | ± | 1.1 |
| z-3 | B, >U | 2291 | 525 | 0.23 | 0.05190 | 3.9 | 0.09800 | 4.2 | 0.01386 | 1.7 | 0.00500 | 5.0 | 0.40 | 7 | 88.7 | 1.4 | 94.9 | 3.8 | 272 | 89 | 88.7 | ± | 1.4 |
| z-25 | B+N | 1097 | 445 | 0.41 | 0.04890 | 5.9 | 0.09440 | 6.0 | 0.01401 | 1.5 | 0.00470 | 6.0 | 0.25 | 2 | 89.7 | 1.3 | 91.5 | 5.3 | 130 | 130 | 89.7 | ± | 1.3 |
| z-9 | B+N | 546 | 105 | 0.19 | 0.04960 | 6.9 | 0.09710 | 7.3 | 0.01431 | 1.7 | 0.00474 | 10.1 | 0.24 | 2 | 91.6 | 1.6 | 93.9 | 6.5 | 190 | 140 | 91.6 | ± | 1.6 |
| z-16 | B+N, >D | 499 | 243 | 0.49 | 0.05660 | 8.0 | 0.11370 | 8.3 | 0.01447 | 1.9 | 0.00507 | 6.9 | 0.23 | 15 | 92.6 | 1.8 | 109.1 | 8.5 | 430 | 180 | 92.6 | ± | 1.8 |
| z-12 | B, >U | 2190 | 387 | 0.18 | 0.04840 | 3.9 | 0.09590 | 4.2 | 0.01449 | 1.2 | 0.00485 | 5.4 | 0.30 | 0 | 92.8 | 1.2 | 92.9 | 3.7 | 112 | 86 | 92.8 | ± | 1.2 |
| z-13 | N, >D | 634 | 232 | 0.37 | 0.05640 | 6.4 | 0.11120 | 6.7 | 0.01452 | 1.9 | 0.00495 | 7.3 | 0.28 | 13 | 92.9 | 1.7 | 106.9 | 6.8 | 420 | 150 | 92.9 | ± | 1.7 |
| z-8 | B+N | 928 | 208 | 0.22 | 0.04970 | 6.2 | 0.09870 | 6.6 | 0.01459 | 1.6 | 0.00492 | 6.3 | 0.24 | 2 | 93.4 | 1.5 | 95.4 | 6.0 | 160 | 130 | 93.4 | ± | 1.5 |
| z-14 | B | 922 | 258 | 0.28 | 0.04860 | 6.0 | 0.09770 | 5.8 | 0.01459 | 1.5 | 0.00465 | 5.4 | 0.26 | 1 | 93.4 | 1.4 | 94.5 | 5.3 | 120 | 130 | 93.4 | ± | 1.4 |
| z-17 | B | 818 | 358 | 0.44 | 0.04770 | 6.1 | 0.09750 | 6.3 | 0.01466 | 1.7 | 0.00447 | 5.8 | 0.27 | 2 | 93.8 | 1.6 | 95.3 | 5.4 | 90 | 120 | 93.8 | ± | 1.6 |
| z-15 | B | 826 | 400 | 0.48 | 0.05080 | 5.5 | 0.10340 | 5.4 | 0.01472 | 1.7 | 0.00464 | 5.6 | 0.31 | 6 | 94.2 | 1.6 | 99.8 | 5.2 | 250 | 130 | 94.2 | ± | 1.6 |
| z-5 | B+N | 1160 | 178 | 0.15 | 0.05060 | 5.1 | 0.10410 | 5.5 | 0.01474 | 1.5 | 0.00508 | 7.5 | 0.27 | 6 | 94.3 | 1.4 | 100.5 | 5.2 | 208 | 120 | 94.3 | ± | 1.4 |
| z-27 | B+N, >D | 651 | 131 | 0.20 | 0.05270 | 6.6 | 0.10870 | 7.2 | 0.01479 | 1.8 | 0.00521 | 6.5 | 0.24 | 10 | 94.6 | 1.6 | 104.6 | 7.1 | 330 | 160 | 94.6 | ± | 1.6 |
| z-6 | B+N | 648 | 223 | 0.34 | 0.04970 | 7.6 | 0.10300 | 7.0 | 0.01483 | 1.8 | 0.00465 | 6.9 | 0.26 | 5 | 94.9 | 1.7 | 99.4 | 6.7 | 170 | 160 | 94.9 | ± | 1.7 |
| z-22 | B | 861 | 282 | 0.33 | 0.04930 | 5.3 | 0.10070 | 5.8 | 0.01485 | 1.5 | 0.00478 | 5.9 | 0.26 | 2 | 95.0 | 1.4 | 97.3 | 5.3 | 146 | 120 | 95.0 | ± | 1.4 |
| z-18 | B+N | 604 | 200 | 0.33 | 0.05000 | 7.2 | 0.10360 | 6.7 | 0.01490 | 2.1 | 0.00458 | 8.3 | 0.31 | 5 | 95.4 | 1.9 | 99.9 | 6.3 | 160 | 150 | 95.4 | ± | 1.9 |
| z-1 | N+B | 847 | 258 | 0.30 | 0.05160 | 5.8 | 0.10710 | 6.1 | 0.01502 | 1.5 | 0.00526 | 5.9 | 0.25 | 7 | 96.1 | 1.5 | 103.2 | 6.0 | 260 | 130 | 96.1 | ± | 1.5 |
| z-24 | B | 1004 | 397 | 0.40 | 0.04870 | 4.9 | 0.10060 | 4.9 | 0.01507 | 1.4 | 0.00468 | 5.8 | 0.29 | 1 | 96.4 | 1.4 | 97.3 | 4.5 | 123 | 110 | 96.4 | ± | 1.4 |
| z-26 | B | 937 | 251 | 0.27 | 0.05090 | 6.9 | 0.10510 | 6.9 | 0.01506 | 1.9 | 0.00474 | 8.0 | 0.28 | 5 | 96.4 | 1.8 | 101.4 | 6.6 | 220 | 150 | 96.4 | ± | 1.8 |
| z-4 | B | 1187 | 246 | 0.21 | 0.04970 | 5.2 | 0.10320 | 5.2 | 0.01517 | 1.4 | 0.00575 | 7.0 | 0.26 | 3 | 97.0 | 1.3 | 99.7 | 4.9 | 170 | 120 | 97.0 | ± | 1.3 |
| z-19 | N | 1060 | 162 | 0.15 | 0.04780 | 5.0 | 0.10140 | 5.4 | 0.01517 | 1.6 | 0.00480 | 8.5 | 0.30 | 1 | 97.1 | 1.6 | 98.0 | 5.0 | 100 | 110 | 97.1 | ± | 1.6 |
| z-21 | N | 938 | 218 | 0.23 | 0.04780 | 5.0 | 0.09990 | 5.3 | 0.01518 | 1.4 | 0.00483 | 6.4 | 0.26 | -1 | 97.1 | 1.4 | 96.6 | 4.9 | 81 | 110 | 97.1 | ± | 1.4 |
| z-11 | B+N | 388 | 89 | 0.23 | 0.04990 | 10.2 | 0.12200 | 9.8 | 0.01744 | 2.5 | 0.00686 | 11.1 | 0.25 | 5 | 111.5 | 2.7 | 117.0 | 11.0 | 220 | 220 | 111.5 | ± | 2.7 |
| N=27 | Edad 206Pb/238U media ponderada = | 94.0 | ± | 0.8 | |||||||||||||||||||
| (2-sigma, MSWD = 2.8; n = 11) | |||||||||||||||||||||||
Abreviaturas: N = núcleo, B = borde, B+N = borde + núcleo, >U = alto Uranio, >D = alta discordancia.
#Las concentraciones de U y Th (ppm) fueron calculadas con relación al análisis del vidrio estandar NIST 610 para elementos traza.
†Relaciones isotópicas corregidas con relación al circón estándar de edad conocida (91500 de ~1065 Ma; Wiedenbeck et al., 1995) por el fraccionamiento de masa y deriva instrumental. Las relaciones 207Pb/206Pb, edades y errores son calculados como en Paton et al. (2010).
*Todos los errores en las relaciones isotópicas son en porcentaje y los de las edades en absoluto y, en ambos casos, están reportados a 2-sigma, incluida la edad 206Pb/238U media ponderada. Estas incertidumbres a 2-sigma han sido propagadas según la metodología de Paton et al. (2010).
**Rho es el valor de correlación de errores definido como el cociente de los errores (en porcentaje) de las relaciones isotópicas de 206Pb/238U y 207Pb/235U. El valor Rho es necesario para graficar los datos U-Th-Pb en diagramas de concordia.
***Porcentaje de discordancia obtenido usando la siguiente ecuación (100*[(edad 207Pb/235U)-(edad 206Pb/238U) ]/edad 207Pb/235U). Valores positivos y negativos indican discordancias normales y discordancias inversas, respectivamente.
Las edades individuales de cada circón marcadas en negrita fueron usadas para calcular las edades medias ponderadas y el MSWD (Mean Square of Weigthed Deviates) usando el programa computacional Isoplot (Ludwig, 2003).
Otra agrupación, de los 7 análisis más jóvenes de la muestra (Figura 4B), y que tampoco utilizamos para el cálculo de la edad, son análisis significativamente más jóvenes que presentan valores de U muy elevados, en el rango de 1097-4072 ppm U (valor medio de 2321 ppm). Estos valores sugieren que esta agrupación de análisis forma una tendencia al rejuvenecimiento, probablemente asociada a un fenómeno posterior de pérdida de Pb causada por la exposición de la roca a una fuente de calor y/o fluidos (e.g., magmatismo y/o hidrotermalismo). Los análisis no utilizados para el cálculo de la edad de la roca están representados en la Figura 4B como elipses y cuadros de color gris. Por último, las elipses y cuadros de color azul en el diagrama de concordia (Figura 4B) corresponden a los 11 análisis que forman un agrupamiento de análisis concordantes y que, estadísticamente, permiten calcular una edad 206Pb/238U media ponderada de 94.0 ± 0.8 Ma (MSWD = 2.8, n = 11) (Figura 4C), que interpretamos como la edad de cristalización del dique cuarzo-diorítico.
Los datos geocronológicos 40Ar/39Ar en mica blanca de una veta de cuarzo-carbonato, recolectada también en La Felipeña (LFEL-V), están presentados en el espectro de calentamiento gradual de la Figura 5 y en la Tabla 2. Los datos muestran mucha homogeneidad en las edades de los diferentes pasos de calentamiento y el 73% del gas liberado de la fracción de mica blanca (250-180 µm) permite calcular una edad plateau de 82.73 ± 0.14 Ma (2-sigma; MSWD = 1.49; 73.01% del gas extraído, n = 23/39), que interpretamos como la edad mínima posible para la formación de la mica blanca hidrotermal. La edad de isócrona inversa de 82.74 ± 0.15 Ma, calculada utilizando la misma proporción de gas liberado (Tabla 2; MSWD = 1.54 y valor inicial 40Ar/36Ar = 296.7 ± 5.3), también concuerda con la edad plateau. Es importante destacar que la veta fechada corta al dique cuarzo-diorítico de 94.0 ± 0.8 Ma y, por lo tanto, la edad de la mineralización en el prospecto La Felipeña queda acotada temporalmente entre ~94-83 Ma.
Figura 5 Espectro 40Ar/39Ar de calentamiento gradual de hojuelas de mica blanca hidrotermal colectadas en la salbanda de alteración de una veta aurífera de cuarzo-carbonato del prospecto La Felipeña.
Tabla 2 Datos isotópicos 40Ar/39Ar obtenidos mediante calentamiento gradual por láser de la muestra LFEL-V de una veta de cuarzo-carbonato del prospecto La Felipeña.
| Paso de
calentamiento |
% Potencia
de láser |
36Ar
[fA] |
%
1s |
37Ar
[fA] |
%
1s |
38Ar
[fA] |
%
1s |
39Ar
[fA] |
%
1s |
40Ar
[fA] |
%
1s |
40Ar
(%) |
39ArK
% del total |
40Ar*/39ArK | ± 2s | K/Ca
aparente |
± 2s | Edad
(Ma) |
± | 2s | ||
| LFEL-V | Prospecto La Felipeña | Mica blanca | 31.03860°N—114.82751°W (WGS-84) | Granulometría = 250-180 μm | Peso = 1.14 mg | J = 0.00161195 ± 0.00000139 | Irradiación 19-OSU-02 (2D24-19) | |||||||||||||||
| 20F08406 | 0.2 | 0.0280 | 1.89 | -0.2875 | 102.75 | -0.0004 | 2232.78 | 0.1861 | 4.62 | 12.8132 | 0.65 | 34.64 | 0.02 | 23.83036 | 2.93 | -0.3 | 0.57 | 69.00 | ± | 8.33 | ||
| 20F08408 | 0.3 | 0.0140 | 3.68 | 0.2244 | 131.55 | -0.0058 | 149.61 | 0.1439 | 5.86 | 7.8488 | 1.06 | 46.84 | 0.02 | 25.56855 | 3.88 | 0.3 | 0.73 | 73.93 | ± | 10.99 | ||
| 20F08409 | 0.4 | 0.1169 | 0.60 | 0.1599 | 173.05 | 0.0343 | 26.59 | 0.5803 | 1.46 | 50.3737 | 0.17 | 30.77 | 0.06 | 26.70982 | 1.11 | 1.6 | 5.40 | 77.16 | ± | 3.14 | ||
| 20F08411 | 0.5 | 0.0260 | 2.11 | 0.4043 | 73.52 | 0.0169 | 56.77 | 0.5766 | 1.58 | 24.0858 | 0.35 | 67.89 | 0.06 | 28.37315 | 1.10 | 0.6 | 0.90 | 81.86 | ± | 3.11 | ||
| 20F08412 | 0.6 | 0.1833 | 0.48 | 0.2350 | 120.00 | 0.0705 | 12.88 | 2.1326 | 0.42 | 114.6241 | 0.07 | 52.28 | 0.24 | 28.10351 | 0.35 | 3.9 | 9.36 | 81.10 | ± | 1.00 | ||
| 20F08413 | 0.7 | 0.0517 | 1.09 | 0.2805 | 100.05 | 0.0274 | 32.86 | 1.4398 | 0.63 | 57.2239 | 0.15 | 73.09 | 0.16 | 29.05326 | 0.45 | 2.2 | 4.42 | 83.78 | ± | 1.27 | ||
| 20F08415 | 0.8 | 0.0318 | 1.76 | 0.6999 | 41.29 | 0.0210 | 42.30 | 1.2589 | 0.69 | 46.1662 | 0.18 | 79.57 | 0.14 | 29.18999 | 0.50 | 0.8 | 0.64 | 84.16 | ± | 1.42 | ||
| 20F08416 | 0.9 | 0.0278 | 1.96 | 0.6151 | 44.94 | 0.0166 | 51.50 | 1.3804 | 0.66 | 48.0207 | 0.17 | 82.80 | 0.15 | 28.81047 | 0.46 | 1.0 | 0.87 | 83.10 | ± | 1.31 | ||
| 20F08417 | 1.0 | 0.0333 | 1.72 | 0.2290 | 124.80 | 0.0449 | 20.87 | 3.5168 | 0.25 | 110.5153 | 0.08 | 91.01 | 0.39 | 28.60267 | 0.18 | 6.6 | 16.48 | 82.51 | ± | 0.51 | ||
| 20F08419 | 1.2 | 0.1828 | 0.48 | 0.6083 | 48.16 | 0.2245 | 4.08 | 15.3591 | 0.08 | 496.2236 | 0.02 | 89.01 | 1.70 | 28.75752 | 0.06 | 10.9 | 10.46 | 82.95 | ± | 0.17 | ||
| 20F08420 | 1.3 | 0.2100 | 0.42 | 0.7890 | 38.42 | 0.2454 | 3.69 | 16.4548 | 0.08 | 536.6176 | 0.02 | 88.32 | 1.82 | 28.80502 | 0.06 | 9.0 | 6.89 | 83.08 | ± | 0.16 | ||
| 20F08421 | 1.4 | 0.1341 | 0.59 | 0.7858 | 38.05 | 0.3062 | 2.88 | 23.9634 | 0.06 | 726.1654 | 0.01 | 94.49 | 2.66 | 28.63514 | 0.04 | 13.1 | 9.98 | 82.60 | ± | 0.11 | ||
| 20F08423 | 1.6 | 0.3686 | 0.31 | 1.1990 | 24.26 | 0.5704 | 1.60 | 40.7764 | 0.05 | 1282.5009 | 0.01 | 91.42 | 4.52 | 28.75551 | 0.04 | 14.6 | 7.10 | 82.94 | ± | 0.10 | ||
| 20F08424 | 1.8 | 0.4318 | 0.31 | 1.5918 | 18.79 | 0.6444 | 1.47 | 46.5956 | 0.05 | 1466.5247 | 0.01 | 91.22 | 5.16 | 28.70923 | 0.03 | 12.6 | 4.73 | 82.81 | ± | 0.10 | ||
| 20F08425 | 2.0 | 0.3384 | 0.35 | 0.4765 | 60.83 | 0.5543 | 1.63 | 41.1596 | 0.05 | 1283.5624 | 0.01 | 92.13 | 4.56 | 28.73083 | 0.03 | 37.1 | 45.19 | 82.87 | ± | 0.10 | ||
| 20F08427 | 2.2 | 0.3327 | 0.36 | 0.1533 | 195.42 | 0.6246 | 1.50 | 48.0253 | 0.05 | 1479.7915 | 0.01 | 93.29 | 5.32 | 28.74427 | 0.03 | 134.7 | 526.48 | 82.91 | ± | 0.09 | ||
| 20F08428 | 2.4 | p | 0.3484 | 0.35 | 0.2252 | 127.39 | 0.7053 | 1.22 | 54.6108 | 0.05 | 1671.5440 | 0.01 | 93.78 | 6.05 | 28.70345 | 0.03 | 104.3 | 265.63 | 82.79 | ± | 0.09 | |
| 20F08429 | 2.6 | p | 0.2744 | 0.37 | 0.0675 | 440.38 | 0.5471 | 1.78 | 41.6901 | 0.05 | 1277.9538 | 0.01 | 93.59 | 4.62 | 28.68806 | 0.03 | 265.5 | 2338.55 | 82.75 | ± | 0.09 | |
| 20F08431 | 2.8 | p | 0.1849 | 0.46 | 0.3090 | 95.30 | 0.5296 | 1.69 | 41.8917 | 0.05 | 1255.3272 | 0.01 | 95.60 | 4.64 | 28.64832 | 0.03 | 58.3 | 111.10 | 82.64 | ± | 0.09 | |
| 20F08432 | 3.0 | p | 0.3221 | 0.36 | -0.1778 | 162.41 | 0.9404 | 0.94 | 74.0305 | 0.05 | 2218.2127 | 0.00 | 95.66 | 8.20 | 28.66369 | 0.03 | -179.1 | 581.64 | 82.68 | ± | 0.08 | |
| 20F08433 | 3.3 | p | 0.2644 | 0.41 | 0.0029 | 10370.67 | 0.8194 | 1.10 | 64.2147 | 0.05 | 1920.6830 | 0.01 | 95.89 | 7.12 | 28.68047 | 0.03 | 9596.9 | 1990526.37 | 82.73 | ± | 0.08 | |
| 20F08435 | 3.6 | p | 0.3209 | 0.36 | 0.4283 | 66.16 | 0.9662 | 1.00 | 76.6310 | 0.05 | 2292.1220 | 0.00 | 95.82 | 8.49 | 28.66089 | 0.03 | 76.9 | 101.81 | 82.67 | ± | 0.08 | |
| 20F08436 | 3.9 | p | 0.1351 | 0.59 | 0.1510 | 195.73 | 0.8904 | 1.02 | 73.2170 | 0.05 | 2140.5694 | 0.00 | 98.11 | 8.11 | 28.68471 | 0.03 | 208.5 | 816.17 | 82.74 | ± | 0.08 | |
| 20F08437 | 4.2 | p | 0.0581 | 1.15 | -0.2270 | 124.80 | 0.5973 | 1.52 | 48.2056 | 0.05 | 1399.6330 | 0.01 | 98.76 | 5.34 | 28.67402 | 0.03 | -91.3 | 227.89 | 82.71 | ± | 0.08 | |
| 20F08439 | 4.6 | p | 0.0468 | 1.31 | -0.2859 | 103.59 | 0.5159 | 1.84 | 42.5496 | 0.05 | 1234.4279 | 0.01 | 98.86 | 4.72 | 28.68192 | 0.03 | -64.0 | 132.61 | 82.73 | ± | 0.09 | |
| 20F08440 | 5.0 | p | 0.0375 | 1.58 | -0.3805 | 76.29 | 0.3901 | 2.38 | 31.3697 | 0.06 | 910.6290 | 0.01 | 98.76 | 3.48 | 28.67012 | 0.03 | -35.4 | 54.08 | 82.70 | ± | 0.10 | |
| 20F08441 | 5.5 | p | 0.0296 | 1.94 | -0.1874 | 160.79 | 0.3300 | 2.80 | 27.7049 | 0.06 | 803.6683 | 0.01 | 98.90 | 3.07 | 28.68760 | 0.04 | -63.6 | 204.46 | 82.75 | ± | 0.10 | |
| 20F08443 | 6.0 | p | 0.0145 | 4.04 | -0.0634 | 458.64 | 0.2350 | 3.77 | 20.5300 | 0.07 | 592.9390 | 0.02 | 99.27 | 2.28 | 28.67023 | 0.04 | -139.3 | 1277.40 | 82.70 | ± | 0.12 | |
| 20F08444 | 6.5 | p | 0.0073 | 6.99 | -0.5365 | 53.85 | 0.1561 | 5.88 | 13.5886 | 0.08 | 392.3505 | 0.02 | 99.43 | 1.51 | 28.70823 | 0.05 | -10.9 | 11.73 | 82.81 | ± | 0.15 | |
| 20F08445 | 7.0 | p | 0.0045 | 11.16 | -0.0838 | 354.15 | 0.1428 | 6.17 | 11.9617 | 0.09 | 344.9740 | 0.03 | 99.61 | 1.33 | 28.72702 | 0.06 | -61.4 | 434.99 | 82.86 | ± | 0.17 | |
| 20F08447 | 7.5 | p | 0.0045 | 11.48 | -0.0115 | 2470.93 | 0.1065 | 8.42 | 8.6388 | 0.11 | 249.5291 | 0.03 | 99.46 | 0.96 | 28.72976 | 0.08 | -323.6 | 15993.34 | 82.87 | ± | 0.22 | |
| 20F08448 | 8.0 | p | 0.0043 | 11.61 | -0.5214 | 55.47 | 0.0656 | 13.05 | 5.9817 | 0.16 | 173.1514 | 0.05 | 99.22 | 0.66 | 28.72071 | 0.11 | -4.9 | 5.47 | 82.84 | ± | 0.30 | |
| 20F08449 | 8.5 | p | 0.0022 | 23.54 | 0.2796 | 109.05 | 0.0614 | 14.59 | 5.6005 | 0.16 | 161.8217 | 0.05 | 99.61 | 0.62 | 28.78319 | 0.11 | 8.6 | 18.79 | 83.02 | ± | 0.32 | |
| 20F08451 | 9.0 | p | 0.0022 | 22.87 | -0.1256 | 227.49 | 0.0467 | 18.55 | 4.2336 | 0.22 | 122.4913 | 0.07 | 99.44 | 0.47 | 28.77163 | 0.15 | -14.5 | 65.94 | 82.99 | ± | 0.43 | |
| 20F08452 | 9.5 | p | 0.0033 | 14.98 | -0.0855 | 333.43 | 0.0363 | 24.57 | 3.1389 | 0.30 | 91.1332 | 0.09 | 98.92 | 0.35 | 28.71899 | 0.20 | -15.8 | 105.29 | 82.84 | ± | 0.57 | |
| 20F08453 | 10.0 | p | 0.0009 | 55.86 | -0.0916 | 312.93 | 0.0241 | 37.47 | 2.3693 | 0.35 | 68.6913 | 0.12 | 99.59 | 0.26 | 28.87305 | 0.25 | -11.1 | 69.60 | 83.27 | ± | 0.70 | |
| 20F08455 | 10.5 | p | 0.0015 | 32.29 | -0.0115 | 2549.43 | 0.0332 | 26.80 | 2.5125 | 0.38 | 72.6324 | 0.12 | 99.36 | 0.28 | 28.72420 | 0.26 | -93.9 | 4790.36 | 82.85 | ± | 0.73 | |
| 20F08456 | 11.0 | p | 0.0054 | 9.35 | -0.1483 | 196.75 | 0.0308 | 30.47 | 2.3959 | 0.39 | 71.3276 | 0.12 | 97.71 | 0.27 | 29.08793 | 0.27 | -6.9 | 27.34 | 83.88 | ± | 0.76 | |
| 20F08458 | 11.5 | p | 0.0009 | 56.19 | -0.2069 | 141.45 | 0.0216 | 44.19 | 1.7999 | 0.47 | 51.7417 | 0.16 | 99.47 | 0.20 | 28.59161 | 0.33 | -3.7 | 10.59 | 82.48 | ± | 0.93 | |
| n = 39 | Edad plateau | = | 82.73 | ± | 0.14 | |||||||||||||||||
| SUM | 4.5848 | 0.11 | 6.4833 | 28.06 | 11.5871 | 0.49 | 902.4164 | 0.01 | 27260.6113 | 0.002 | 100.00 | (2-sigma) MSWD = 1.49; con 73.01% del gas extraído: n = 23 | ||||||||||
| Edad de isócrona inversa | = | 82.74 | ± | 0.15 | ||||||||||||||||||
| MSWD = 1.54; con 73.01% del gas extraído; valor inicial 40 Ar/36 Ar = 296.70 ± 5.32 | ||||||||||||||||||||||
[fA]: femtoamperio; p-paso de calentamiento seleccionado para calcular la edad plateau de la muestra; 40Ar* representa la proporción de argón-40 radiogénico resultante exclusivamente del decaimiento natural del 40K de la muestra de mica blanca; 39ArK representa el argón-39 generado por la irradiación, en un reactor nuclear, de los átomos de K (potasio) presentes en la mica blanca.
4.2 INCLUSIONES FLUIDAS
Las inclusiones analizadas son mayoritariamente bifásicas L+V, primarias o pseudosecundarias, con grados de relleno (o F) entre >0.90 y <0.80 y no presentan cristales hijos ni atrapados (Figura 6). En algunas asociaciones de inclusiones fluidas (AIF), se aprecia la presencia de una fase inmiscible de CO2 líquido con respecto a la salmuera acuosa a temperatura ambiente, en forma de “doble burbuja” (Figura 6A). A la escala de las AIF se aprecian diferencias en las relaciones volumétricas entre los dos líquidos inmiscibles, variando entre ~75-80 y <50 % en volumen de la salmuera acuosa con respecto al líquido carbónico. El diámetro máximo de inclusiones fluidas individuales es comúmente de ~5 a 50 µm (Figura 6A-C) y, excepcionalmente, de hasta ~450 µm (Figura 6D), con morfologías que se aproximan a las de cristal negativo, si bien las inclusiones de mayor tamaño suelen ser irregulares. Las inclusiones fluidas que presentaron rasgos petrográficos susceptibles de producirse por procesos post-atrapamiento como decrepitación, coalescencia o estrangulamiento (particularmente, habiéndose producido después de la separación de las fases líquida y vapor) fueron sistemáticamente excluidas del análisis microtermométrico. Las inclusiones primarias se presentan a lo largo de zonas de crecimiento paralelas a caras cristalinas del cuarzo, o bien como inclusiones o grupos de éstas, lo suficientemente aisladas entre sí, y en ausencia de microfracturas selladas. Las inclusiones pseudosecundarias se encuentran a lo largo de microfracturas selladas y cubiertas por zonas de crecimiento primario ulteriores. El fenómeno de estrangulamiento de inclusiones fluidas se reconoció en grupos de inclusiones fluidas irregulares próximas entre sí, con una diversidad patente de F pero con la presencia de terminaciones puntiagudas en la dirección de terminaciones similares en otras inclusiones. Todas las inclusiones analizadas en este estudio homogeneizaron a fases líquidas.
Figura 6 Fotomicrografías de asociaciones de inclusiones fluidas (AIF) representativas en cuarzo del depósito sinorogénico de oro de La Felipeña. (A) AIF primaria consistente en inclusiones bifásicas ricas en líquido (L+V) e inclusiones con fluidos inmiscibles (salmuera acuosa y CO2) indicativa de atrapamiento heterogéneo, vg. medio en que la precipitación mineral se puede vincular a efervescencia. (B) AIF primaria con morfologías tendentes a cristal negativo y grado de relleno homogéneo. (C y D) AIF primarias en asociación con cristales de turmalina, que presentan inclusiones de grandes dimensiones con grado de relleno homogéneo; muchas de las inclusiones primarias se encuentran en los bordes de grano entre cuarzo y turmalina. Clave: IFP = inclusiones fluidas primarias, IFS = inclusiones fluidas secundarias, L = líquido, V = vapor.
El estudio realizado no se considera como plenamente representativo del proceso de mineralización, dada la exigüidad de afloramientos muestreados, por lo que debe de ser considerado como de índole exploratoria. Las inclusiones acuosas presentaron temperaturas eutécticas inferiores a ~-21.2 °C, lo cual indica que pertenecen al sistema H2O-NaCl, con contenidos irrelevantes en CaCl2 u otros solutos. Las temperaturas de fusión de CO2 se observaron entre -58° y -57 °C, lo cual indica la presencia de otras especies volátiles, como N2 o CH4 (e.g., Touret y Bottinga, 1979). Se estima que el porcentaje molar de CH4 en CO2 varía entre ~3 y 7% (Heyen et al., 1982). Las temperaturas de homogeneización se encuentran en el rango entre 270° y 450 °C, y las de fusión de hielo entre -3.0° y -10.0 °C (lo cual equivale a salinidades calculadas entre 5.3 y 12.9 wt.% NaCl equiv.). Las temperaturas de fusión de clatratos se obtuvieron mediante los criterios explicitados por Collins (1979) y Diamond (1994), y se encuentran en el rango entre 6.0° y 6.6 °C. Los datos microtermométricos obtenidos se resumen en la Tabla 3 y las isocoras obtenidas para estimar temperaturas de atrapamiento se muestran en la Figura 7, estimándose entre ~400° y 530 °C.
Tabla 3 Datos microtermométricos de inclusiones fluidas en cuarzo hidrotermal del prospecto La Felipeña.
| Th (ºC) | Tm (ºC) | Salinidad (wt.% NaCl equiv.) | ||||||||
| Muestra | # | Máx. | Prom. | Mín. | Máx. | Prom. | Mín. | Máx. | Prom. | Mín. |
| LFEL-VD1 | 32 | 450 | 401 | 350 | 6.6 | 6.4 | 6.0 | 8.4 | 7.6 | 7.0 |
| LFEL-VD2 | 26 | 290 | 282 | 270 | -9.0 | -9.4 | -10.0 | 13.9 | 13.3 | 12.8 |
| LFEL-VD3 | 29 | 325 | 320 | 316 | -3.0 | -3.1 | -3.2 | 5.3 | 5.1 | 5.0 |
| LFEL-VM | 21 | 339 | 334 | 329 | -6.0 | -6.4 | -7.0 | 10.5 | 9.7 | 9.2 |
Abreviaturas: Th = temperatura de Abreviaturas: Th = temperatura de homogeneización total; Tm = temperatura de fusión del hielo; # = número de homogeneización total; Tm = temperatura de fusión del hielo; # inclusiones analizadas; Máx. = valor máximo; Prom. = media aritmética; Mín. = valor mínimo.
Figura 7 Isocoras calculadas a partir de datos microtermométricos de inclusiones fluidas del depósito sinorogénico de oro de La Felipeña. Para la muestra en el sistema H2O-NaCl-CO2 (isocora en rojo) se asume que la temperatura de homogeneización equivale a la de atrapamiento (Th ≈ Tt) debido a que los datos provienen de una asociación de inclusiones fluidas que registran un atrapamiento heterogéneo entre líquido y vapor (Figura 6A). La presión de atrapamiento así obtenida (~210 MPa) se usa en las muestras del sistema H2O-NaCl (isocoras en verde) para determinar las temperaturas de atrapamiento en éstas.
5. Discusión
La combinación de geocronología de U-Pb en circones para un intrusivo encajonante y de 40Ar/39Ar en micas blancas hidrotermales del prospecto La Felipeña ha permitido constreñir la edad de la mineralización en el área de San Felipe entre ~94 y 83 Ma. La edad de cristalización de 94.0 ± 0.8 Ma obtenida para el dique cuarzo diorítico se enmarca temporalmente dentro del pulso de magmatismo genéricamente denominado como de tipo La Posta (~99−89 Ma; Walawender et al., 1990), que constituye casi la mitad de la superficie de la zona este del batolito de las Sierras Peninsulares (BSP) según estimaciones de Kimbrough et al. (2001). Además, esta edad es similar a los 91.9 ± 0.6 Ma arrojados por una muestra de cuarzo monzodiorita del cercano cerro El Machorro (Fonseca-Martínez, 2019), si bien no podemos establecer la relación entre ambos cuerpos ante la falta de estudios detallados sobre el magmatismo local, que previsiblemente incluye varias generaciones de intrusivos.
La edad mínima de 82.73 ± 0.14 Ma calculada para una veta de cuarzo-carbonato es análoga a las determinadas por 40Ar/39Ar y K-Ar en biotitas (temperaturas de cierre similares: ~350 °C en moscovita, 280 ± 40 °C en biotita, a partir de estudios de 40Ar/39Ar en el noreste del PRB por Miggins et al., 2014) de rocas plutónicas (40Ar/39Ar: 82.9 ± 0.5 y 84.4 ± 0.8 Ma; Ortega-Rivera, 2003; K-Ar: 85.0 ± 0.6 Ma; Krummenacher et al. 1975) y metamórficas (40Ar/39Ar: 84.1 ± 0.5 Ma; Rothstein, 1997) del área de San Felipe. Sólo una muestra de una pegmatita granítica de un afloramiento aislado y distal respecto a la sierra Abandonada arrojó una edad significativamente más reciente (76.5 ± 1.6 Ma; Rothstein, 1997), que es atribuible a una pérdida de argón radiogénico por algún evento tectono-térmico local o, más probablemente, porque su edad de cristalización es más joven que la del resto de rocas plutónicas fechadas por este método. Además, este rango de edades de enfriamiento por debajo de los ~300 °C en el área de estudio es, a su vez, congruente con los datos termocronológicos a nivel regional.
Las edades 40Ar/39Ar y K-Ar en biotita varían entre ~85 y 75 Ma en la franja situada al este del escarpe del Golfo en el norte de Baja California (e.g., Krummenacher et al., 1975; Rothstein, 1997; Ortega-Rivera, 2003), exceptuando las zonas afectadas por eventos tectónicos más jóvenes (hasta ~62 Ma en las sierras Cucapá-El Mayor; Axen et al., 2000). El límite superior de este rango coincide aproximadamente con la edad del plutonismo más reciente en la región (Moniz, 2008), excluyendo nuevamente las sierras Cucapá y El Mayor que, aparentemente, registran una historia geológica diferente.
El depósito La Felipeña (~94−83 Ma) es el primer caso documentado de mineralización de oro enmarcada en la transición entre la orogenia de las Sierras Peninsulares (~110−90 Ma; Hildebrand y Whalen, 2014, 2021) y la orogenia Larámide sensu lato (inicia a partir de ~90 Ma en el BSP; George y Dokka, 1994). Esta transición está vinculada al aumento de la tracción entre la base de la placa de Norteamérica y la placa oceánica Farallón causando una zona de subducción de bajo ángulo en este sector de la Cordillera (e.g., Coney y Reynolds, 1977; Engebretson et al., 1985; Copeland et al., 2017). A consecuencia de la somerización de la placa subducida durante el Cretácico superior, se produjo la migración del magmatismo hacia el E fuera del del BSP (e.g., Damon et al., 1981; Clark et al., 1982; McDowell et al., 2001).
Únicamente en el margen oriental del BSP se ha descrito deformación compresiva y magmatismo de edad Larámide (Figura 1). El mejor ejemplo lo constituye la “zona milonítica de las Sierras Peninsulares Orientales” en el sur de California (Eastern Peninsular Ranges mylonite zone; e.g., Sharp, 1979; Simpson, 1984; May, 1989; George y Dokka, 1994). En su segmento de las montañas Santa Rosa, Wenk et al. (2000) diferencian y constriñen temporalmente una primera fase de deformación dúctil (milonitización) entre ~87 y 65 Ma, y una segunda fase frágil-dúctil entre ~62 y 56 Ma. Algo más al sur, en la zona de cizalla del Cretácico medio de Cuyamaca-Montañas Laguna, un segmento de la cabalgadura Chariot Canyon se reactivó probablemente entre ~80 y 68 Ma en condiciones de deformación frágil-dúctil y metamorfismo en facies de esquistos verdes (Grove et al., 2003b; Bethel-Thompson et al., 2014). También en el norte de Baja California se ha identificado deformación frágil-dúctil en condiciones de temperatura de facies de esquistos verdes en relación con el emplazamiento de vetas de cuarzo auríferas entre ~77 y 75 Ma en el área de La Rumorosa (Lazcano et al., 2023b). Así mismo, hay evidencias de deformación compresiva supracretácica en el domo Monte Blanco en la sierra El Mayor (Axen et al., 2000).
Las características principales de la mineralización de oro en el área de San Felipe son similares a las de los depósitos clasificados como de tipo oro orogénico que conforman los cinturones de Caborca (Izaguirre et al., 2017b) y de las Sierras Peninsulares (Lazcano et al., 2023b). En el prospecto La Felipeña, y otras manifestaciones circundantes, la mineralización consiste en vetas de cuarzo-carbonato con escasos sulfuros y trazas de oro envueltas por estrechos halos de alteración predominantemente sericítica, emplazada en rocas metasedimentarias paleozoicas (facies de esquistos verdes) e intrusivas cretácicas. Las vetas y los intrusivos cretácicos de la localidad son sinorogénicos y su emplazamiento coincide con la última fase de deformación compresiva registrada en el margen oriental de BSP (e.g., Simpson, 1984; May, 1989; Wenk et al., 2000; Grove et al., 2003b; Bethel-Thompson et al., 2014). La posible relación entre las vetas auríferas y el magmatismo coetáneo presente a nivel local y regional es una incógnita. Ante la ausencia de estudios isotópicos, así como el insuficiente conocimiento sobre la estructura de la mineralización y el basamento ígneo-metamórfico del área de San Felipe, actualmente no podemos profundizar en esta cuestión primordial a la hora de discutir la tipología de estos depósitos de oro. De hecho, este problema se reproduce en otras localidades de los cinturones de oro de las Sierras Peninsulares (COOSP) y Caborca (COOC) y debería abordarse regionalmente en futuros estudios.
Las existencia de asociaciones de inclusiones fluidas (AIF) con diferencias contrastantes en las relaciones volumétricas entre el CO2 líquido y las salmueras acuosas, en ausencia de evidencias de modificaciones post-atrapamiento, sugiere que la efervescencia es un mecanismo plausible para la precipitación mineral en La Felipeña. A partir de ello, se interpreta que la temperatura de homogeneización de inclusiones fluidas en dichas AIF (en promedio, ~400 °C) equivale a la temperatura de atrapamiento. La presión correspondiente a dicha temperatura (sistema H2O-NaCl-CO2) es de ~210 MPa (Figura 7). En ausencia de estimaciones de presión o temperatura basadas en las condiciones de metamorfismo simultáneo a la formación de las vetas mineralizadas, o en tipos característicos de recristalización dinámica (Lazcano et al., 2022, 2023a, 2023b), consideramos que dicha presión puede usarse como referencia para este depósito. De ello, por medio del uso de las isocoras correspondientes a los sistemas H2O-NaCl y H2O-NaCl-CO2 (Figura 7), resulta un rango de posibles temperaturas de atrapamiento entre ~400° y 530 °C.
Los datos aportados en este estudio sugieren que, en el noroeste de México, la formación de depósitos de oro sinorogénicos es un proceso continuo desde el Cretácico medio hasta el Eoceno, reforzando así la hipótesis propuesta por Lazcano et al. (2023b). Este proceso comenzó a los ~106 Ma en la parte central-este del BSP, se trasladó hacia su extremo oriental durante el Cretácico superior y, finalmente, a partir del Cretácico superior tardío migró y se expandió por el noroeste de Sonora y la zona limítrofe del sur de Arizona y California (Figura 8). Bajo este esquema, la primera etapa corresponde al desarrollo del COOSP, mientras que la segunda y la tercera al del COOC. Adicionalmente, considerando que los orógenos asociados a ambos cinturones de oro forman parte del mismo escenario geodinámico (Fitz-Díaz et al., 2018), se reincide en proponer que el COOSP y el COOC, junto con otros cinturones de oro potenciales ligados a la acreción del terreno compuesto Guerrero durante el Cretácico medio (~118−90 Ma; Martini et al., 2023 ), podrían conformar una vasta provincia de oro orogénico a lo largo del margen pacífico de México (Lazcano et al., 2023b).
Figura 8 Mapa de la situación y edad de los depósitos de oro sinorogénicos en el noroeste de México, con la península de Baja California restituida a su posición aproximada pre-Mioceno (modificado a partir de Lazcano et al., 2023b; consultar las referencias en ese trabajo). COOC = cinturón de oro orogénico de Caborca; COOSP = cinturón de oro orogénico de las Sierras Peninsulares. El sombreado degradado naranja representa la extensión estimada de ambos cinturones.
Finalmente, cabe destacar que la inclusión de la mineralización de oro de San Felipe dentro del COOC implicaría la ampliación de este cinturón hacia el suroeste. Por lo tanto, consideramos que la franja costera del Golfo en la parte norte de Baja California y, probablemente, su contraparte en Sonora - áreas de isla Tiburón-Bahía de Kino y Puerto Lobos, de acuerdo con la restitución de la península - son áreas prospectivas para depósitos de oro orogénico y potencialmente también para depósitos de oro relacionados con intrusivos.
6. Conclusiones
La mineralización aurífera en la localidad de San Felipe presenta características similares a los depósitos de oro clasificados como de tipo orogénico en las Sierras Peninsulares (cinturón de oro orogénico de las Sierras Peninsulares; COOSP) y en la franja que discurre entre el noroeste de Sonora y los extremos colindantes del sur de Arizona y California (cinturón de oro orogénico de Caborca; COOC), al oeste y este respectivamente del área de estudio.
La combinación de la edad de cristalización obtenida para un dique encajonante (94.0 ± 0.8 Ma, edad máxima) y la edad calculada mediante el método 40Ar/39Ar en micas blancas hidrotermales (82.73 ± 0.14 Ma, edad mínima) en el prospecto La Felipeña establece que el evento de mineralización se produjo durante la transición entre las orogenias de las Sierras Peninsulares y la Larámide, a las que se asocian el COOSP (~106−92 Ma) y el COOC (~77−36 Ma), respectivamente. Ello es congruente con la ubicación del área de estudio en una región en la que se solapan el magmatismo y la deformación atribuidas a ambos eventos orogénicos.
Se concluye que la mineralización aurífera en San Felipe es una evidencia más de la expansión del COOC hasta el margen oriental del batolito de las Sierras Peninsulares y, especialmente, de la continuidad espacio-temporal de los dos cinturones de oro orogénico descritos en el noroeste de México.
