Centro de Investigación Científica y de Educación … · M.C. Juan Manuel Espinosa Cardeña ......

Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada, Baja California

Maestría en Ciencias

En Ciencias de la Tierra

Con orientación en Geología y Magnetometría

Geología y magnetometría de las rocas máficas y ultramáficas

en la sierra El Arco, Baja California, México

Tesis Que para cubrir parcialmente los requisitos necesarios para obtener el grado de

Maestro en Ciencias

Presenta:

Ángel Catarino Ojeda García

Ensenada, Baja California, México 2016

Tesis defendida por

Ángel Catarino Ojeda García

y aprobada por el siguiente Comité

Miembros del comité

Dr. Bodo Weber

Dr. Heriberto Márquez Becerra

Ángel Catarino Ojeda García © 2016 Queda prohibida la reproducción parcial o total de esta obra sin el permiso formal y explícito del autor y director de la tesis.

Dr. Luis Alberto Delgado Argote Codirector de tesis

M.C. Juan Manuel Espinosa Cardeña Codirector de tesis

Dr. Juan García Abdeslem

Coordinador del Posgrado en Ciencias de la Tierra

Dra. Rufina Hernández Martínez

Directora de Estudios de Posgrado

ii

Resumen de la tesis que presenta Ángel Catarino Ojeda García como requisito parcial para la obtención del grado de Maestro en Ciencias en Ciencias de la Tierra con orientación en Geología.

Geología y magnetometría de las rocas máficas y ultramáficas en la sierra El Arco, Baja California,

México

Resumen aprobado por:

La sierra El Arco está en el centro de la península de Baja California. En ella aflora una serie de rocas intrusivas cuya composición varía desde diorita hasta peridotita (sD-P) en el extremo NW, en la sierra El Cañón. Esta serie pertenece a una secuencia de arco de islas jurásica, deformada, que hospeda a los plutones meridionales del Cinturón Batolítico Peninsular (CBP). El conjunto está parcialmente metamorfizado en facies de esquistos verdes y las rocas ultramáficas (RUM) están intensamente serpentinizadas, principalmente las peridotitas. La sD-P está pseudoestratificada, identificándose texturas cumulíticas, principalmente de Cpx. Localmente las variaciones entre las rocas máficas y ultramáficas son graduales y los contactos principales, no siempre evidentes, se presumen tectónicos por deformación transpresiva con esfuerzo principal máximo E-W. La orientación promedio de la foliación del conjunto jurásico es NW buzando más de 60° hacia el NE, como la tendencia estructural regional. De un gabro fechado en ca. 100 Ma y la alteración hidrotermal de las RUM, caracterizada en la parte superior de una amplia zona de alteración en las serpentinitas por el desarrollo de cuarzo en enrejado y por magnesita en la inferior de esa zona de enriquecimiento en sílice, se infiere que el plutón contemporáneo al CBP está bajo gran parte del cuerpo ultramáfico. La serpentinización promovió la formación de magnetita secundaria, aumentando la susceptibilidad magnética y provocando una anomalía magnética dipolar con rumbo paralelo a la deformación regional. Los máximos de gradiente horizontal de la anomalía aeromagnética de las RUM tienen 2 km de anchura y se extienden 9 km hacia el NW. El análisis de tres perfiles aeromagnéticos perpendiculares a los contactos en la sD-P muestra que el cuerpo magnético de serpentinitas también buza hacia el NE y profundiza hasta cerca de 2 km. Del orden seudoestratigráfico de los clinopiroxenos y ortopiroxenos normativos en los gabros, así como de las dimensiones obtenidas por la magnetometría, se infiere que la secuencia plutónica se volcó más de 90° hacia el SW durante la deformación regional de hace aproximadamente 130 Ma, antes del magmatismo cretácico del CBP de ca. 100 Ma.

Palabras clave: Rocas ultramáficas, diorita-peridotita, magnetometría, sierra El Arco



iii

Abstract of the thesis presented by Ángel Catarino Ojeda García as a partial requirement to obtain the Master of Science degree in Earth sciences with orientation in geology.

Geology and magnetometry of the mafic and ultramafic rocks in la sierra El Arco, Baja California, Mexico

Abstract approved by:

The sierra El Arco is located in the central part of the Baja California peninsula. In the northwestern side of the sierra, in the El Cañón region, crops out a suite of dioritic to peridotitic (sD-P) rocks. The sD-P belongs to a deformed Jurassic island-arc sequence hosting plutons of the peninsular Ranges Batholith (pRB). The Jurassic sequence is partially metamorphosed to greenschist facies and the ultramafic rocks are pervasively serpentinized. The sD-P rocks is pseudostratified and Cpx form discrete cumulitic textures. Variations between the mafic and ultramafic rocks are locally gradational, but main contact relationships, mostly obliterated, are presumably tectonic and associated to transpressive deformation. Foliation of the Jurassic sequence is NW oriented, dipping more than 60°NE, as the regional structural trend. It is inferred from the presence of a ca. 100 Ma old gabbro located in the northwestern corner of the sierra, as well as the hydrothermal alteration in the serpentinites that develops a quartz-rich stockwork in the top, and magnesite in the lower part of a wide alteration zone, that the pluton coeval to the pRB is located below most of the sD-P suite. Serpentinization of the ultramafic rocks promoted formation of secondary magnetite increasing the magnetic susceptibility and producing a dipolar magnetic anomaly trending parallel to regional deformation structures. An analysis of horizontal aeromagnetic gradient indicates that the serpentinized rocks are 2 km wide extending 9 km northwestward. The analyses of three aeromagnetic profiles perpendicular to the contacts of the sD-P also shows that the ultramafic magnetic body dips northeastward to a depth of near 2 km. From the pseudo stratigraphic arrangement of normative clinopyroxene and orthopyroxene in the gabbroic rocks, and magnetometric data, it is inferred that the sD-P is rolled up more than 90° southwestward during the ca. 130 Ma ago regional deformation, before the Cretaceous magmatism of the pRB in this region. Keywords: Ultramafic rocks, diorite-peridotite, magnetometry, sierra El Arco.



iv

Dedicatoria

A mi madre

Mi padre

Mis hermanos

Y mis dos sobrinas

v

Agradecimientos Al Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada, Baja California (CICESE), por la

formación académica y recursos proporcionados.

Al Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (CONACYT) por el apoyo económico que me otorgó.

Al Dr. Luis A. Delgado Argote que financió este trabajo de investigación con los proyectos 153086 de

CONACyT y 644288 de CICESE.

A mis asesores Dr. Luis Alberto Delgado Argote y M.C. Juan Manuel Espinosa Cardeña, por su paciencia y

enseñanzas.

A mis compañeros de equipo Xóchitl Torres, Esteban Tiznado, Marlyne Jaimes, Karina Gómez, Diego

Tamayo y Manuel Contreras, por su apoyo.

A mis sinodales Dr. Heriberto Márquez Becerra y Dr. Bodo Weber, por sus aportaciones.

A Gabriel Rendón, Susana Rosas, Víctor Pérez, por su ayuda en el trabajo de laboratorio.

Sobre todo y más importante a mi familia, Doña Eloísa, Betty, José Manuel, Rocío y Belem. Por todo su

apoyo, moral y económico. Por acompañarme siempre.

vi

Tabla de contenido Página

Resumen en español……………………………………………………………..……………...……...…………………………… ii Resumen en inglés…………………………………………………………….………………………….…………………….…….. iii Dedicatorias…………………………………………………………………….……………………………….………………………… iv Agradecimientos……………………………………………………….……………………………………..……………….…....... v Lista de figuras………………………………………………………….………………………………….…..……………....…...... viii Lista de tablas…………………………………………………………….……………………………………….……………………… xiii

Capítulo 1. Introducción…………………………………………………………………………………………………………. 1

1.1 Localización…………………………………………………………………………………………………………………………. 1

1.2 Trabajos previos…………………………………………………………………………………………………………………… 2

1.3 Objetivos………………………………………………………………………………………………………………………………. 4

1.3.1 Objetivos particulares………………………………………………………………………………………………………… 4

Capítulo 2. Metodología………………………………………………………………………………………………………… 6

2.1Trabajo de campo…………………………………………………………………………………………………………………. 6

2.2 Trabajo de laboratorio………………………………………………………………………………………………………….. 7

2.3 Trabajo de gabinete……………………………………………………………………………………………………………… 7

Capítulo 3. Rasgos geológicos y magnetométricos regionales…………………………………………………. 16

3.1 Geología regional………………………………………………………………………………………………………………… 16

3.2 Magnetometría regional………………………………………………………………………………………………………. 19

Capítulo 4. Geología del área de estudio………………………………………………………………………………… 20

4.1 Rasgos geológicos de la sierra El Arco…………………………………………………………………………………… 20

4.2 Litología de la sierra El Cañón………………………………………………………………………………………………. 22

4.3 Rocas ultramáficas……………………………………………………………………………………………………………… 22

4.4 Rocas máficas……………………………………………………………………………………………………………………… 30

Capítulo 5. Geoquímica………………………………………………………………………………………………………….. 34

5.1 Elementos mayores…………………………………………………………………………………………………………….. 34

5.2 Tierras raras………………………………………………………………………………………………………………………… 40

5.3 Óxidos (MEB)………………………………………………………………………………………………………………………… 42

vii

Capítulo 6. Geología estructural……………………………………………………………………………………………… 45

Capítulo 7. Magnetometría……………………………………………………………………………………………………. 47

7.1 Aeromagnetometría…………………………………………………………………………………………………………… 47

7.2 Análisis de lineamientos aeromagnéticos……………………………………………………………………………. 47

7.3 Deconvolución de Euler………………………………………………………………………………………………………. 53

7.4 Susceptibilidad magnética……………………………………………………………………………………………………. 53

7.5 Magnetometría terrestre…………………………………………………………………………………………………….. 58

7.6 Modelado 2D………………………………………………………………………………………………………………………. 60

Capítulo 8. Discusión……………………………………………………………………………………………………………... 62

Capítulo 9. Conclusiones………………………………………………………………………………………………………... 67

Literatura citada....………………………………………………………………………………………………………………. 68

viii

Lista de figuras Figura Página

1 Mapa de localización del área de estudio. A) Mapa geológico simplificado del Batolito Peninsular donde se muestra el basamento de las provincias tectonoestratigráficas y el arco volcánico Cretácico de Alisitos (según Schmidt et al. 2002; Gastil 1993) y las rocas Jurásicas volcánicas y volcaniclásticas de Nuevo Rosarito-El Arco (JNR-A; Avilez-Serrano 2012; Caballero-Ramírez 2014) que se han propuesto como equivalentes a las rocas Jurásicas de San Andrés en la península de Vizcaíno. B) Mapa litológico de El Arco-Calmallí, modificado de Caballero-Ramírez (2014), Contreras-López (2016) y Ojeda-García et al., (2015). El recuadro muestra el área de estudio en la sierra El Cañón…………………………………………………….. 5

2 a) Descomposición vectorial de los elementos del campo geomagnético. b) anomalía magnética producida por una falla en un terreno volcánico. C) detección de la anomalía magnética a lo largo de una línea de vuelo con altura constante de exploración aeromagnética……………………………………………………………………………………. 9

3 Mapa geológico simplificado del CBP mostrando terrenos tectono-estratigraficos y el arco volcánico Cretácico de Alisitos (según Schmidt et al. 2002; Gastil 1993) y las rocas Jurásicas volcánicas y volcaniclásticas de Nuevo Rosarito-El Arco (JNR-A; Avilez-Serrano 2012; Caballero-Ramírez 2014). Modificado de Torres-Carrillo (2016)………. 18

4 Aero-magnetometría regional. (a) aeromagnetometría reducido al polo (Langenheim et al., 2014). (b) pseudogravimetrico (Langenheim et al., 2014). (c) anomalía magnética de amplitud larga, donde la flecha apunta hacia el norte geográfico (García-Abdeslem, 2014). ABF, falla Agua Blanca; LPF, falla La Paz; SAF, falla San Andrés; NIF, falla Newport-Inglewood; EF, falla Elsinore; SJF, falla San Jacinto…………………………………………………………………………………………………………………….. 19

5 Mapa geológico del sur del Cinturón Batolítico Peninsular (Modificado de Torres Carrillo, 2016). Las series plutónicas mostradas son: 1. Nuevo Rosarito, 2. San Jerónimo, 3. Compostela, 4. Calmallí, todos de edad Cretácico. En la sierra El Arco (SA) aflora ampliamente una secuencia de rocas volcánicas y volcanosedimentarias asociados a un arco de islas Jurásico. Destaca el conjunto diorítico del centro de la sierra. En el área de estudio, que se encuentra en la sierra El Cañón (sEC), afloran gabros y dioritas asociadas con piroxenitas y peridotitas serpentinizadas………………. 21

6 Síntesis geológica de la sierra El Cañón. a) Mapa geológico de la sierra El Cañón, donde la serie máfica-ultramáfica está mejor expuesta, se observa que las rocas tienen un arreglo pseudoestratificado, es notable el arreglo lenticular de los pseudoestratos. B) Sección geológica mostrando la posible relación a profundidad de la serie máfico-ultramáfico, interpretada a partir de las foliaciones y cizallas medidas en campo………………………………………………………………………………………………….. 24

7 Afloramiento de gabro al norte de la sierra El Cañón, fechado por U/Pb, con circones, en 100.2 ± 3 Ma por Kimbrough et al. (2015). A) Panorámica con vista al norte desde la cima de la sierra El Cañón. b) Detalle tomado en el arroyo El Cañón. En ambas fotos se puede observar que la roca carece de deformación…………………… 28

ix

8 Diagrama de clasificación olivino-ortopiroxeno-clinopiroxeno de Streckeisen (1976) para las rocas ultramáficas de la sierra El Cañón. El 61% de las muestras grafican en el campo de las dunitas, 18% en el campo de las websteritas, 14% en el campo de las wehrlitas, 3.5% en el campo de lherzolitas y 3.5% en las clinopiroxenitas. Ol= olivino, Opx= ortopiroxeno y Cpx= clinopiroxeno……………………………………………………. 28

9 a) y b) Peridotita serpentinizada intensamente oxidada y vetillas de cuarzo en arreglo de enrejado en la parte oeste de la sierra El Cañón. c) Microfotografía (10x) con nicoles cruzados de la muestra 3-II-15 mostrando vetillas de cuarzo cortando a serpentinas……………………………………………………………………………………………………………..

29

10 Serpentinitas con desarrollo de magnesita en la parte inferior de la zona de alteración hidrotermal. A) zona de contacto con serpentinitas oxidadas con cuarzo en la parte superior; b) vista panorámica mostrando magnesita en arreglo de vetas paralelas a la foliación; c) detalle de vetas de magnesita emplazada en planos de foliación en serpentinita verde; d) muestra 17-II-15, con magnesita en vetillas y diseminada cubriendo a la serpentina y magnetita…………………………………………………. 30

11 Estructuras características de Jps en la sierra El Cañón. a) Arreglo seudoestratificados por variaciones texturales en peridotita (muestra 10-II-15). B) Seudoestratificación de gabro de 2-px de grano medio y bandas de piroxenita de grano grueso (muestra 8-II-15). C) Arreglo seudoestratificados de piroxenita (Jpx) y peridotita serpentinizada (Jps). d) Jps intensamente deformada del lado norte de la sierra El Cañón, en la mina Cananea……………………………………………………………………….. 31

12 a-b) Seudomorfos de serpentina de aspecto acicular desarrollado a partir de olivino desarrollado bajo condiciones de cristalización rápida (ΔT~50°C; Donaldson, 1982, en Gill, 2010). Esta fracción de serpentinita no está foliada y puede ser parte de un dique ultramáfico. C) Serpentinita de grano fino con concentraciones presumiblemente de clinopiroxeno tremolitizado en lentes y nódulos que desarrollan cavidades de disolución similares a los “boxwork” de yacimientos de sulfuros. El desarrollo de fracturas de extensión perpendiculares a la seudoestratificación sugiere el plegamiento de esta fracción de serpentinitas cuyo origen puede asociarse con un dique enfriado bajo condiciones de ΔT grande. d) Microfotografía (10x) de serpentinitas en lámina delgada, con nicoles cruzados de la muestra 4-III-15 mostrando serpentinas derivadas de olivino de cristalización rápida……………………………………………………………………………………………………………………..

32

13 Diagrama de clasificación plagioclasa-ortopiroxeno-clinopiroxeno de Streckeisen (1976) para los gabros de la sierra El Cañón. Todas las muestras clasifican como gabronoritas. Pgl=plagioclasa, Opx=ortopiroxeno y Cpx=clinopiroxeno…………………… 33

14 Microfotografía (10x) en lámina delgada con nicoles cruzados de la muestra 3-III -15 (gabro) mostrando los diferentes minerales que la forman muchos de los clinopiroxenos (Cpx) están uralitizados (Uta), los ortopiroxenos (Opx) y plagioclasas (Pl) están sanos……………………………………………………………………………………………………….

33

15 Diagrama de clasificación de Streckeisen (1976) para rocas ultramáficas. Zonas norte, centro y sur de la serie ultramáfica de la sierra EC son comparadas con ofiolítas de Sagalassos, Turquía (Muchez et al., 2008) y complejos zonados de Duck Island (Taylor, 1967)……………………………………………………………………………………………….. 37

x

16 Diagramas de variación de anortita, clinopiroxeno, ortopiroxeno y olivino normativos con respecto a Mg# (MgO / MgO+FeOT) para las RUM serpentinizadas de las series ofiolítica, ZUC, P-DC, el gabro cretácico del arroyo El Cañón (Kimbrough et al., 2015) así como de las serpentinitas, gabros y dioritas de la sierra El Cañón. Se observa que la distribución de los minerales normativos con respecto a Mg# de las RUM serpentinizadas de la sierra El Arco son similares en el contenido de Cpx a P-DC, pero son más pobres que en ZUC. Con respecto a Opx, las RUM de la sierra El Cañón es más parecida a la Ofiolita y, de acuerdo al contenido de Ol, comparten concentraciones de los tres tipos de complejos……………………………………. 38

17 Diagrama de clasificación de Streckeisen (1976) para rocas máficas del NW de la sierra EC. El plutón cretácico fue tomado de la muestra G22 de Kimbrough et al (2015). Se observa que todas las muestras se encuentran en los campos de los gabros. Las muestras de la zona norte pueden considerarse como gabronoritas pues el contenido de Opx y Cpx es similar, mientras que la muestras de las zonas centro y sur son gabros…………………………………………………………………………………………… 39

18 a) Diagrama TAS para clasificación de rocas máficas de la sierra EC, mostrando la distribución por zonas. La muestra 8-II-13 fue tomada de Caballero Ramírez (2014) y la muestra G22 de Kimbrough et al. (2015). B) Diagrama de Irvine y Baragar (1971) de discriminación para las rocas máficas de la sierra EC, donde la mayoría de ellas grafica en el área de la toleitas. c) Diagrama de discriminación de Peccerillo y Taylor (1976)……………………………………………………………………………………….. 40

19 Diagrama de tierras raras para rocas ultramáficas, normalizado a condritas, con datos de Sun y McDonough (1989). Las dos muestras de serpentinita de la sierra El Cañón graficadas tienen patrones horizontales de TR con concentraciones ligeramente por debajo de la condrita de referencia, sin embargo, la 1-III-15 tiene una anomalía negativa de Ce………………………………………………………………………………….. 41

20 Diagrama de tierras raras para rocas máficas de la sierra EC, normalizado a condrita (Sun y McDonough, 1989). Tanto las muestras del norte como las del sur muestran anomalía positiva de Eu por acumulación de plagioclasa, mientras que el gabro del centro, más diferenciado, como lo indica su patrón casi horizontal en la parte superior, no muestra anomalías. Los valores bajos de Ce de las muestras 7 y 8 se pueden deber a la relación opx/cpx más alta. Los valores bajos de La-Ce de las muestras 5 a 8 se pueden explicar por el mayor contenido de piroxenos……………….. 42

21 Distribución de Fe-Cr-Mg (a) y Fe-Cr-Al (b) en minerales opacos de peridotitas, piroxenitas y gabros de la sierra El Cañón. Es notable el enriquecimiento en Cr de las rocas ultramáficas comparado con el enriquecimiento en Mg y Al. Los gabros muestran enriquecimiento en Mg-Al por la formación de espinelas……………………….. 43

22 Síntesis estructural de la sierra El Cañón. a) Mapa geológico de la sierra El Cañón, donde se destaca los lineamientos interpretados por imágenes de satélite. b) Diagrama de rosas de los lineamientos interpretados en (a), donde se destaca que la mayor población está entre 305° y 310°. C) Estereograma de Schmidt de las foliaciones medidas en la parte centro y sur del área de estudio, la actitud promedio es de 296/81. D) Estereograma de Schmidt para la zona norte de la sierra El Cañón………………………………………………………………………………………………………… 46

xi

23 Mapa aeromagnético y geología de la región El Arco-Calmallí. El recuadro negro delimita el área de estudio. Las estaciones magnetométricas representan los levantamientos magnéticos terrestres, de los cuales se derivan las secciones de las figuras 6.4 y 6.5. La sección 1 cruza por el centro del área de estudio y la sección 2 por el arroyo El Cañón. Se puede observar que el cero magnético se encuentra aproximadamente en el contacto de las rocas ultramáficas y las rocas máficas. Dentro de las peridotitas serpentinizadas se encuentra el alto magnético (2400 nT). Al SE del área de estudio, en las dos mesetas basálticas se observa que la anomalía tiene una bifurcación y tiene más de 2200 nT. Poblados y ranchos: SM, San Marcos; LP, Las Palomas; rCa, rancho El Cañón; Cal, Calmallí; PA, Pozo Alemán. Sierras y mesetas: sEV, sierra El Veteado; mCa, mesa El Cañón; sEC, sierra El Cañón; aCa, arrollo El Cañón; mCal, mesa Calmallí; sEA, sierra El Arco. Catas mineras: Can, Cananea; ER, El Rebaje; Otl, Otilia; Ecn, El Carmen……………………………. 49

24 Mapa pseudogravimetrico y litología de la región El Arco-Calmallí. El recuadro negro delimita el área de estudio. Los valores máximos de la anomalía (más de 20 mGales), de forma elipsoidal, coinciden con las rocas ultramáficas. Poblados y ranchos: SM, San Marcos; LP, Las Palomas; rCa, rancho El Cañón; Cal, Calmallí; PA, Pozo Alemán. Sierras y mesetas: sEV, sierra El Veteado; mCa, mesa El Cañón; sEC, sierra El Cañón; aCa, arrollo El Cañón; mCal, mesa Calmallí; sEA, sierra El Arco. Catas mineras: Can, Cananea; ER, El Rebaje; Otl, Otilia; Ecn, El Carmen………………….. 50

25 Mapa de gradiente horizontal de anomalías pseudogravimétricas y litología de la región El Arco-Calmallí. El recuadro negro delimita el área de estudio. Poblados y ranchos: SM, San Marcos; LP, Las Palomas; rCa, rancho El Cañón; Cal, Calmallí; PA, Pozo Alemán. Sierras y mesetas: sEV, sierra El Veteado; mCa, mesa El Cañón; sEC, sierra El Cañón; aCa, arrollo El Cañón; mCal, mesa Calmallí; sEA, sierra El Arco. Catas mineras: Can, Cananea; ER, El Rebaje; Otl, Otilia; Ecn, El Carmen………………….. 51

26 Mapa de máximos de gradiente horizontal de anomalías psedogravimétricas sobrepuestos al mapa litológico indicando con el recuadro el área de estudio. Cada punto representa un valor máximo de gradiente los cuales definen alineaciones o contornos de máximos de gradiente horizontal. Se observa que las rocas ultramáficas están delimitadas por máximos que se desarrollan principalmente cerca de los contactos con las rocas máficas. En el SE de la sierra EC el contacto con las rocas metavolcánicas se define por un alineamiento de valores máximos que se infiere que está asociado a un contacto por falla inversa. Poblados y ranchos: SM, San Marcos; LP, Las Palomas; rCa, rancho El Cañón; Cal, Calmallí; PA, Pozo Alemán. Sierras y mesetas: sEV, sierra El Veteado; mCa, mesa El Cañón; sEC, sierra El Cañón; aCa, arrollo El Cañón; mCal, mesa Calmallí; sEA, sierra El Arco. Catas mineras: Can, Cananea; ER, El Rebaje; Otl, Otilia; Ecn, El Carmen………………….. 52

27 Mapa aeromagnético regional de la sierra El Arco. Se indican los perfiles (puntos color rojo) que se utilizaron para realizar la DE y el modelado bidimensional……….. 54

28 Resultados de la Deconvolución de Euler (DE). (a) Sección 1, (b) sección 2, (c) sección 3. Arriba: línea negra son datos de intensidad total, roja discontinua, datos reducidos al polo. Centro: líneas negra, gradiente horizontal, discontinua roja gradiente vertical. Abajo: soluciones obtenidas a partir del gradiente vertical. Para su ubicación ver la Figura 27. Los valores de los símbolos representan el índice estructural N (Tabla 1)………………………………………………………………………………….. 55

xii

29 Susceptibilidad magnética (x 10-6 cgs) contra porcentaje de minerales opacos de las peridotitas serpentinizadas (Jps), piroxenitas (Jpx), máficas (Jgb) y volcánicas (Mbs). Las rocas ultramáficas (Jps) poseen la mayor concentración de minerales opacos y más susceptibilidad magnética que el resto de las muestras. Esto se atribuye a la formación de magnetita secundaria durante la serpentinización de las rocas ultramáficas formadas por olivino y ortopiroxenos……………………………………….. 57

30 Perfil magnético terrestre 1 con sección geológica. Altura de medición: (a) 2.0 m, (b) 3.0 m. (c) gradiente magnético vertical. Para su localización y leyenda ver figura 6.3. Se puede observar en las 3 figuras (a, b y c) que los picos más altos corresponden a las peridotitas serpentinizadas y los valles y mesetas a las rocas máficas y piroxenitas, confirmando lo observado en la aeromagnetometría (Figura 23)..………………………………………………………………………………………………………………………… 58

31 Perfil magnético terrestre 2 con sección geológica. Altura de medición: (a) 1.5 m, (b) 2.0 m. (c) gradiente magnético vertical. Para su localización ver la Figura 23….. 59

32 Modelado 2D de la anomalía magnética de la sierra EC a partir de las secciones de la Figura 27. a) Modelo obtenido de la sección 1. B) Modelo obtenido de la sección 2. C y d) Modelos obtenidos de la sección 3, esta sección cruza el área de estudio, en d se modelan las rocas adyacentes (azul)…………………………………………………………… 61

33 Interpretación acerca de la evolución del cuerpo máfico-ultramáfico (M-UM) de la sierra El Cañón, NW de la sierra El Arco, a partir de información petrológica, estructural y magnetométrica. En a) se muestran las dimensiones en planta del cuerpo definido por los valores máximos de gradiente horizontal, así como alineaciones de valores máximos interpretados como contrastes litológicos cuyo origen puede ser estructural. B) Diagrama de cámara magmática modificada de Reid (2003) donde se indican los dominios reológicos característicos en donde puede ocurrir la estratificación de los líquidos máficos de c). En d) se muestra el campo de esfuerzos (modificado de Anderson (1936, en Shaw, 1980) asociado a las pulsaciones de la cámara magmática y el desarrollo de fracturas en la roca encajonante y mesh. En e) se muestra la posición volcada a partir de la sección estructural de la Figura 6b mostrando la secuencia intrusiva M-UM, la cual se interpreta en f), donde se integra la información estructural, de desarrollo de diques siguiendo el esquema de fisuras de d) y estratigráfica de b), respetando las dimensiones de a)…………………………………………………………………………………………………… 65

xiii

Lista de tablas

Tabla Página

1 Estructuras e índices estructurales………………………………………………………………………….. 13

2 Análisis petrográfico de las rocas ultramáficas de la sierra El Cañón.……………………….. 26

3 Análisis petrográfico de las rocas máficas de la sierra El Cañón………………………………… 27

4 Geoquímica de elementos mayores y minerales normativos (CIPW) de la serie máfico-ultramáfico de la sierra EC…………………………………………………………………………… 35

5 Geoquímica de elementos mayores y minerales normativos (CIPW) muestras de un complejo ultramáfico zonado (ZUC) del sureste de Alaska (Taylor, 1967), tres muestras de un complejo diorítico-peridotítico en Bear Mountain, Montañas Klamath (Snoke et al., 1981) y cinco muestras de la fracción ultramáfica de Sagalassos, Turquía (Muchez et al., 2008), utilizados con fines comparativos…………………………………………………………………………………………………………… 36

6 Susceptibilidad magnética de rocas del área de estudio…………………………………………. 56

7 Susceptibilidad magnética promedio de unidades litológicas del área de estudio……. 57

1

Capítulo 1. Introducción

Con excepción de la exposición amplia de rocas ultramáficas (RUM) asociadas con complejos ofiolíticos

que se han descrito en la península de Vizcaíno e isla de Cedros en el oeste de la parte central de la

península de Baja California, sólo se conocen afloramientos de RUM en el valle de Ojos Negros, al oriente

de Ensenada (Delgado-Argote, 1986) y en la sierra El Arco (Rangin, 1978). Ambas localidades se

encuentran en el interior del Cinturón Batolítico Peninsular, alejadas de los ambientes característicos de

las rocas emplazadas en zonas de frente de arco.

El Cinturón Batolítico Peninsular (CBP) es un cinturón continuo de plutones del Cretácico temprano al

tardío expuesto desde el sur de California, USA hasta el paralelo 28°N en el estado de Baja California

(Gastil et al., 1975). En la península afloran rocas plutónicas pertenecientes a tres arcos magmáticos: uno

Jurásico que está bien expuesto en la península de Vizcaíno, seguido por batolitos graníticos tipo I,

asociados al arco Alisitos del Cretácico temprano a tardío, y otro más oriental formado por granitos tipo

S del Cretácico tardío que intrusiona rocas paleozoicas, principalmente (Peña-Alonso et al., 2015). En la

sierra El Arco, constituida por rocas volcánicas y volcaniclásticas, con unidades clásticas hasta calcáreas

atribuidas a un ambiente de arco de islas del Jurásico (Torres-Carrillo et al., 2016), está emplazada una

secuencia de rocas máficas y ultramáficas. Estas se localizan en el extremo NW de la sierra y a ellas se

asocia una notable anomalía magnética. La edad y mecanismo de emplazamiento no son claros, pero

están intrusionadas por rocas gabróicas del Cretácico temprano (Kimbrough et al., 2015).

Utilizando una combinación de dos disciplinas de las Ciencias de la Tierra se intenta obtener más

información que ayude a esclarecer el problema de la formación y la geometría que guardan las rocas

ultramáficas. Una de las disciplinas es la petrología ígnea y la otra es la magnetometría, con la que se

analiza la forma y profundidad del cuerpo de rocas que provoca la anomalía magnética.

1.1 Localización

La sierra El Arco, en la que se encuentra el área de estudio de detalle, de aproximadamente 7 km2, se

localiza en la parte central de la península de Baja California, 14 km al norte del paralelo 28º, límite entre

Baja California y Baja California Sur (Figura 1). La ciudad más cercana es Guerrero Negro, Baja California

Sur, que se encuentra a 60 km al SW, en línea recta, del área de estudio. La región de Calmallí-El Arco es

2

conocida por ser un distrito minero que se descubrió en 1882 (Chaput et al., 1992) con la explotación de

depósitos de placeres de Au. Para acceder al área de estudio desde el poblado El Arco, se toma el camino

de terracería hacia Pozo Alemán y se continúa hacia el noroeste hasta el rancho El Cañón, que se localiza

prácticamente en las faldas de la sierra El Cañón (coordenadas 12 R 257761 E y 3113678 N).

1.2 Trabajos previos

Varios autores han trabajado en las áreas aledañas al rancho El Cañón desde que Darton (1921) publicó

su trabajo “Geologic Reconnaissance in Baja California”. Rangin (1978) menciona un complejo ofiolítico

cerca del rancho El Cañón (Figura 1), constituido por piroxenitas, peridotitas altamente serpentinizadas

con vetas de magnesita y asbesto, gabros y lavas almohadilladas basálticas. Sugiere que la formación

Alisitos fue formada en el Cretácico temprano sobre un complejo ofiolítico, al que pertenecería la

secuencia de la zona de estudio. Barthelmy (1979), muestra en su mapa que las rocas que afloran en el

cerro cercano al rancho El Cañón son ultrabásicas y que están en contacto con la formación Alisitos por

una falla. Hace mención a las características litológicas del área de El Arco-Calmallí y propone que el

metamorfismo, la alteración hidrotermal y el metasomatismo en el distrito están relacionados.

Entre los años 70 y 80 la compañía Industrial Minera México publicó tres reportes de exploración para el

distrito minero El Arco. El primero hecho por Osoria (1971) trata sobre la geología, contiene un mapa

geológico y una descripción de las rocas en el distrito minero, donde las rocas ultramáficas están

descritas como anfibolitas de piroxenos y magnesita que intrusionan a rocas dioríticas. El segundo

reporte fue geofísico, hecho por Farías y Peña (1976). Aunque el principal objetivo del reporte es la

polarización inducida, contiene un mapa aeromagnético del distrito, en donde se observa un dipolo

cercano al rancho El Cañón con una anomalía de 2300 nT que coincide con la zona donde las rocas

máficas y ultramáficas están expuestas. El tercer reporte fue hecho por Silva (1983), quien se enfoca en

el análisis geoquímico para exploración y, del área de estudio, solo se indica en el mapa geológico que

contiene gabros, dioritas y rocas ultramáficas. En este mapa el afloramiento de rocas ultramáficas es un

poco más extenso hacia el oriente.

Radelli (1989) interpretó la existencia de una secuencia ofiolítica en Calmallí (rancho El Cañón),

compuesta por rocas ultramáficas, basaltos almohadillados, dioritas y gabros cuyo límite superior está en

contacto con rocas volcánicas y sedimentarias clásticas y carbonatos. Dicho autor propuso que la

3

secuencia se formó durante la orogenia Oregoniana a mediados del Cretácico y fue deformada,

metamorfizada y finalmente expuesta por la cabalgadura La Olvidada. También propuso que es probable

que la secuencia volcánica y sedimentaria que suprayace a la secuencia ofiolítica esté cabalgada por la

secuencia máfica-ultramáfica. También interpreta que estas rocas junto con rocas sedimentarias marinas

que están al noreste de las rocas ultramáficas fueron formadas en un ambiente de tras-arco.

El Consejo de Recursos Minerales (2001) (ahora Servicio Geológico Mexicano) publicó la carta geológico

minera El Arco (H12-C82) a escala 1:50,000 con su respectivo informe, en el cual hacen una descripción

de las rocas ultramáficas y máficas del área y, por primera vez, se le asigna una posible edad Jurásica.

También mencionan que el ambiente tectónico de emplazamiento es de tras-arco. Sin embargo, la

cartografía de la secuencia de rocas sigue siendo pobre.

Sedlock (2003) sugiere que en la zona de estudio ocurrió un acortamiento a finales del Cretácico

Temprano y propone que la secuencia de gabros metamorfizados, las rocas ultramáficas serpentinizadas,

las dioritas y basaltos almohadillados podrían ser fragmentos de límites de falla del CBP.

Con respecto a la edad probable de la secuencia, Valencia et al. (2006) fecharon circones con el método

U-Pb la granodiorita con Cu-Au de El Arco en 164.7±6.5 Ma y, de cuatro edades de molibdenita con el

método Re-Os, obtuvieron una edad promedio de 164.1±0.4 Ma.

Weber y López (2006), con datos isotópicos de Pb en muestras de pirita y calcopirita del yacimiento

cuprífero El Arco sugieren que tanto la roca mineralizada, como las andesitas circundantes,

evolucionaron de una fuente similar. Los mismos autores infieren de datos de isótopos de Sr y Nd, que

los magmas evolucionaron de un reservorio de manto empobrecido sin participación de corteza más

antigua y proponen que El Arco era parte de un arco intra-oceánico, que fue acrecionado al margen

continental activo de Norteamérica y que fue metamorfizado durante el Cretácico Temprano.

Caballero-Ramírez (2014) cartografió la parte norte del área de estudio, identificando variaciones entre

las unidades ultramáficas (peridotita y piroxenita), así como entre las unidades máficas (gabro y diorita) y

propone que la secuencia es contemporánea a las rocas jurásicas del distrito minero El Arco.

En el extremo NW de la sierra, en el arroyo El Cañón, afloran rocas gabróicas sin deformación que

Kimbrough et al. (2015) fecharon por el método U/Pb en 100.2 ± 3 Ma, lo que coloca a estas rocas y a las

dioritas del área como parte del Cinturón Batolítico Peninsular.

4

A pesar de los múltiples estudios hechos en el área de El Arco–Calmallí, son pocos los trabajos que

describen la geología y la magnetometría con detalle de las rocas máficas y ultramáficas de la zona El

Cañón. Además, no existe mapa geológico que describa la magnitud y geometría del cuerpo ultramáfico.

1.3 Objetivos

Describir la composición, forma y estructuras del cuerpo máfico-ultramáfico del NW de la sierra El Arco a

partir de su análisis petrológico, estructural y magnetométrico para proponer su modo de

emplazamiento y ambiente de formación.

1.3.1 Objetivos particulares:

1. Clasificar petrográfica y geoquímicamente una serie diorítica-peridotítica del NW de la sierra El

Arco a partir de muestras representativas y poder caracterizar el origen primario o secundario de

los óxidos de fierro. Se considera que los secundarios se obedecen al grado de serpentinización

del olivino, principalmente.

2. Analizar las anomalías aeromagnéticas producidas por las rocas ultramáficas serpentinizadas

para definir la geometría de la serie diorítica-peridotítica y proponer la manera en que fueron

emplazadas, a partir de un análisis estructural apoyado con el análisis cualitativo y cuantitativo

de secciones de magnetometría terrestre.

5

Figura 1. Mapa de localización del área de estudio. A) Mapa geológico simplificado del Batolito Peninsular donde se muestra el basamento de las provincias tectonoestratigráficas y el arco volcánico Cretácico de Alisitos (según Schmidt et al. 2002; Gastil 1993) y las rocas Jurásicas volcánicas y volcaniclásticas de Nuevo Rosarito-El Arco (JNR-A; Avilez-Serrano 2012; Caballero-Ramírez 2014) que se han propuesto como equivalentes a las rocas Jurásicas de San Andrés en la península de Vizcaíno. Los plutones analizados en el área de estudio son: COM, Compostela (intrusionando corteza Jurásica (JNR-A) y Paleozoica); LR, La Rinconada (intrusionando la secuencia del JNR-A); NR, Nuevo Rosarito (intrusionando la secuencia del JNR-A); PP, Punta Prieta (intrusionando al Grupo Alisitos (KA)); Sje, San Jerónimo; SR, San Roque (intrusionando en el complejo Jurásico volcánico y plutónico de San Andrés (JAn)) en la península de Vizcaíno. Las líneas punteadas indican los límites entre el Grupo Rosario y el arco Alisitos según Tulloch y Kimbrough (2003). Las líneas magnetita/ilmenita y gabro/tonalita según Gastil (1983) y Gastil et al. (1990). Las tres unidades geológicas principales: Zona oeste (W), zona este ® y zona central ® según Schmidt et al. (2002) y Gastil (1993). C, Calamajué; EA, El Arco; ER, El Rosario; GN, Guerrero Negro; Sro, Santa Rosaliita; mCal, mesa Calmallí; sSA, sierra San Andres. Mapa regional modificado de Torres Carrillo, 2016. B) Mapa litológico de El Arco-Calmallí, modificado de Caballero-Ramírez (2014), Contreras-López (2016) y Ojeda-García et al., (2015). El recuadro muestra el área de estudio en la sierra El Cañón (sEC). Poblados y ranchos: LP, Las Palomas; rCa, rancho El Cañón; Cal, Calmallí; PA, Pozo Alemán. Sierras y mesetas: sEV, sierra El Veteado; mCa, mesa El Cañón; sEC, sierra El Cañón; aEC, arrollo El Cañón; mCal, mesa Calmallí; sEA, sierra El Arco. Catas mineras: Can, Cananea; ER, El Rebaje; Otl, Otilia.

a b

6

Capítulo 2. Metodología

Toda investigación geológica comienza con la documentación sobre el área de trabajo con el fin de tener

un acercamiento a la litología y estructuras características del área, así como la revisión de los estudios

sobre sus orígenes. Para ello se revisaron publicaciones en revistas científicas y mapas geológicos del

área por medio de internet y en la biblioteca del CICESE.

Después de la revisión bibliográfica se elaboró un mapa base. Para ello se obtuvieron los metadatos en

formato “shape” del mapa 1:50,000 de la hoja El Arco (H12C82) del INEGI (2003). Los vectores se

manipularon en ArcMap 10.3 para que sólo apareciera el área de estudio y poder imprimirlo para ser

usado en las etapas de interpretación de imágenes de satélite y cartografía geológica de campo.

Paralelamente se elaboró un mapa fotogeológico a partir de la interpretación de imágenes de satélite de

Google Earth usando Base Map Imagery de ArcMap 10.3. Con ello se hizo una interpretación preliminar

de datos estructurales y de contactos litológicos, además de los accesos y la planeación del trabajo

cartográfico de campo escala 1:10,000. Se tomaron varias imágenes pequeñas de acercamientos con la

mayor resolución posible. Después se interpretaron los rasgos geológicos siguiendo los mismos criterios

de la interpretación fotogeológica (Guerra Peña, 1979; López Vergara 1982). Con esa información se

preparó el mapa fotogeológico que sirvió de base para el trabajo de campo.

2.1 Trabajo de campo

En la etapa de campo se cartografiaron la litología y zonas de alteración hidrotermal, así como los rasgos

estructurales primarios y de deformación en el mapa base. El equipo geológico de campo fue: brújula

brunton acimutal, lupas, posicionador GPS Garmin y susceptibilímetro portátil.

La magnetometría terrestre se efectuó en dos secciones perpendiculares a la foliación regional para

medir la Intensidad del campo magnético total en la superficie, la cual contiene una componente

regional debida al campo magnético terrestre y una componente residual (inducida y/o remanente)

debida al efecto de los minerales magnéticos en las rocas. Se utilizó un magnetómetro protónico de

precesión GSM-19 del Departamento de Geofísica Aplicada del CICESE. Normalmente los datos se toman

con dos magnetómetros, uno como base y otro para tomar los datos durante el levantamiento, sin

7

embargo, para este estudio no contamos con el magnetómetro base. La separación entre estaciones de

medición varió entre 50 y 100 m, en función de las variaciones de la litología. Se siguió el método de

variación vertical, la cual consiste en promediar tres lecturas con el sensor a 2m y tres lecturas con el

sensor a 2.5m, aproximadamente. En los mismos sitios de medición de magnetometría, con el

susceptibilímetro portátil se tomaron diez medidas de cada afloramiento para tener control de las

variaciones según la litología.

2.2 Trabajo de laboratorio.

Las muestras colectadas en el campo fueron procesadas para hacer láminas delgadas para su análisis

petrográfico, del que se identificaron los mejores especímenes para enviarse a Activation Laboratories

Ltd. (Actlabs) en Ancaster, Ontario, Canadá, para su análisis geoquímico. El proceso que se siguió en

dicho laboratorio fue 4Lithores. De las muestras para análisis geoquímico se eliminaron a mano las

fracciones de roca con intemperismo o alteración hidrotermal después de quebrar la muestra en una

prensa hidráulica, donde el tamaño de la muestra se reduce para pulverizarse en un molino de anillos de

carburo de tungsteno. Del mismo trabajo petrográfico se seleccionaron muestras para análisis en el

microscopio electrónico de barrido.

2.3 Trabajo de gabinete.

El mapa del trabajo de campo se escaneó y georeferenció para procesarse en ArcMap 10.3. Los datos

estructurales representados en el mapa son rasgos representativos, o el promedio de mediciones de

sitios particulares. Las secciones geológicas fueron dibujadas a mano y digitalizadas en CorelDRAW®

Graphics Suite X8.

El análisis estructural se hizo graficando las diferentes estructuras en dos programas. La foliación se

graficó con Stereonet y con GeoRose, y los lineamientos se interpretaron en imágenes de satélite.

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8

Para la manipulación e interpretación de los datos geoquímicos se utilizó el programa IgPetWIN 2012, de

donde se obtuvieron los minerales normativos normalizados a cationes (8ntrus norm).

El análisis de la anomalía geomagnética del área de estudio se hizo conforme a los siguientes

fundamentos:

a) El campo magnético terrestre o geomagnético es similar al que produciría un dipolo alineado

con el eje de la Tierra. Sus elementos principales se muestran en la Figura 2ª. La intensidad

total (T), inclinación (I) y declinación (D) magnéticas varían con respecto a la longitud y latitud.

T es el vector resultante de la suma de las tres componentes principales (X, Y, Z). I es el ángulo

entre H y T, D es el ángulo entre el eje x y el polo norte magnético medido a partir del polo

norte geográfico y en el sentido de las manecillas del reloj. Debido a que la dirección positiva

del vector magnético está definida como la dirección norte del polo magnético, el polo sur

geográfico es el polo norte magnético de la Tierra y viceversa.

La intensidad de campo magnético total está dada por siguiente ecuación:

(1)

donde: T es la intensidad de campo magnético total, H la componente horizontal, Z la componente

vertical, X el este geográfico y Y el norte geográfico.

En el Sistema Internacional se utilizan las nanoteslas como unidades de intensidad de campo

magnético total (1 nanotesla = 1 gamma = 10-5 Gauss).

b) Con respecto a las propiedades magnéticas, una roca bajo la acción del campo geomagnético (T) se

magnetiza y su intensidad de magnetización es J = kT. El coeficiente k, que caracteriza la aptitud de la

roca para magnetizarse se denomina susceptibilidad magnética, que es una medida adimensional y se

expresa en los sistemas de unidades CGS o SI. Para la conversión de unidades kSI = 12.57 kCGS. En

general, los cuerpos para los que k es constante se llaman diamagnéticos si T y J son opuestos, y

paramagnéticos en el caso contrario. Por ejemplo, el agua, la sal, la anhidrita son diamagnéticos y las

sales de hierro son paramagnéticos. La susceptibilidad magnética de todos estos cuerpos es pequeña (<

10-4 SI). Algunas rocas tienen susceptibilidad magnética que varía con T y cuando T se anula conservan

9

parte de su magnetización (magnetización remanente). La susceptibilidad magnética de estas rocas,

llamadas ferromagnéticas, es siempre alta (>10-1 SI). Los principales minerales portadores de la

magnetización de las rocas son la magnetita (Fe3O4) y la ilmenita (FeO, TiO2). En la mayoría de las rocas,

la magnetización remanente es despreciable frente a la magnetización inducida. Sin embargo y

especialmente para las lavas, la primera es a veces importante. En estos casos la polaridad del campo

magnético remanente puede ser distinta e incluso opuesta a la del campo geomagnético ambiental.

d

Figura 2. A) Descomposición vectorial de los elementos del campo geomagnético. b) anomalía magnética producida por una falla en un terreno volcánico. C) detección de la anomalía magnética a lo largo de una línea de vuelo con altura constante de exploración aeromagnética. d) Esquema para localizar el valor máximo del gradiente horizontal de la anomalía pseudogravimétrica a partir del centro de la ventana de barrido de 3x3 puntos Blackely et al (1986).

c) La forma y amplitud de la respuesta magnética dependen de la geometría, rumbo, profundidad,

susceptibilidad magnética y magnetización remanente de la unidad litológica que produce una

anomalía magnética, así como por la inclinación (I) y declinación (D) magnética del sitio. El valor de

anomalía magnética se obtiene a partir de la siguiente relación:

Δ (2)

10

donde: ΔT = anomalía magnética; Tobs= intensidad magnética observada; Tvd= corrección por variación

diurna (variación temporal del campo geomagnético); TIGRF= Campo Geomagnético Internacional de

Referencia (modelo matemático del campo geomagnético que describe la variación de éste en función

de la latitud, longitud y tiempo).

d) Las variaciones diurnas son variaciones periódicas del campo geomagnético producidas fuera de la

Tierra por la actividad solar y tienen una amplitud del orden de 50 nano Tesla (nT) en días de actividad

solar normal, pudiendo ser de hasta cientos nT cuando se producen tormentas solares. Para monitorear

la variación diurna del campo geomagnético durante los días que dura el levantamiento magnético se

instala un magnetómetro base en un sitio libre de ruido magnético. En tanto que la corrección por

gradiente normal toma en cuenta la variación del campo geomagnético con la latitud y el tiempo

(variación secular), cuyo origen se encuentra en el interior del planeta, particularmente en el núcleo

externo fluido y su variación raramente es mayor que 6 nT/km (Telford et al., 1990). Para conocer los

valores del campo geomagnético dipolar en los puntos de medición se utilizan algoritmos que sintetizan

el campo geomagnético a partir de los coeficientes de los armónicos principales del IGRF, a partir del

cual se estiman los valores promedio de los elementos del campo geomagnético del área de estudio en

la fecha del levantamiento.

e) La magnetometría es una técnica utilizada en la exploración geofísica cuya función es medir en

tierra, mar y aire las variaciones o anomalías del campo geomagnético y vincularlas con su posible

estructura geológica en el subsuelo (Figura 2ª y b). Esencialmente, los reconocimientos magnéticos

registran cambios en la distribución de magnetita, considerado el principal portador de la

magnetización de las rocas. Concentraciones tan bajas como 0.02 % pueden detectarse con

magnetómetros modernos. La principal ventaja de las mediciones aéreas es su eficacia para detectar

rocas magnéticas en áreas cubiertas por vegetación, agua, nieve y sedimentos recientes, lo que lo hace

independiente de las condiciones superficiales del terreno y, además, elimina las perturbaciones del

campo magnético debido a causas superficiales como objetos metálicos, concentraciones anómalas de

magnetita en suelos y aluviones, afloramientos de derrames volcánicos, etc. Esto se debe a que el

efecto de la masa magnética es inversamente proporcional al cubo de la distancia al sensor del equipo

de medición (magnetómetro). Así mismo, el método aeromagnético es uno de los métodos más

rápidos y económicos que se emplean para realizar mapeos regionales de reconocimiento geológico,

desde escalas 1:1,000 hasta 1:1,000,000. El principal inconveniente de este método es el

ensanchamiento de las anomalías con la altitud del detector, lo que origina que anomalías de distintos

11

orígenes y profundidades se confundan en una sola (efecto de superposición) cuando las observaciones

se realizan a gran altura.

Para la verificación y reconocimiento de las anomalías aeromagnéticas de interés se realizan mediciones

terrestres a lo largo de perfiles sobre los ejes de los dipolos generados por las anomalías

aeromagnéticas. Dichas mediciones permiten, además de la verificación de la anomalía aeromagnética,

obtener información más detallada de la litología y estructuras someras, cuyo efecto magnético está

disminuido o cancelado. Una vez seleccionada el área que va a ser estudiada, se instala sobre el terreno

una línea base perpendicular al rumbo de las formaciones geológicas y se efectúan observaciones a

intervalos regulares sobre perfiles paralelos a la línea base. El intervalo de las estaciones de lectura

puede ser igual o menor al espaciamiento entre líneas. Se elige además un punto de referencia o base

alejada de perturbaciones artificiales, tales como líneas de trasmisión de corriente eléctrica, vías de

ferrocarril, caminos, etc., y de esta manera los valores del campo magnético en todos los demás puntos

se miden como diferencias positivas o negativas respecto del campo magnético de este punto.

La interpretación de los datos magnéticos puede realizarse en tres etapas:

a) Análisis cualitativo de mapas y/o perfiles y realce de anomalías mediante técnicas como el filtrado

espacial, el gradiente horizontal, la señal analítica, etc., para correlacionar dichas anomalías con los

rasgos geológicos. En este trabajo se utilizó el análisis de gradiente horizontal para detectar y delinear

contactos litológicos y estructurales.

b) Análisis cuantitativo mediante modelado directo y/o inverso, bidimensional y/o tridimensional de

mapas o perfiles. Tanto para el caso de modelado directo e inverso, se define un modelo inicial

compuesto por una serie de cuerpos con ciertas propiedades magnéticas para calcular la anomalía

teórica que producen y compararla con la observada.

c) A través de la integración de datos magnéticos y geológicos se detectan y delinean contactos

litológicos y estructurales, para lo que se realizó un análisis de lineamientos magnéticos aplicando la

técnica de análisis de contactos magnéticos (magnetic boundary analysis; Blakely y Simpson, 1986;

Grauch y Cordell, 1987; Blakely, 1995). La técnica ha sido ampliamente utilizada para el mapeo de fallas

en una amplia diversidad de ambientes geológicos. El procedimiento consta básicamente de tres pasos

que se describen a continuación:

12

(1) Se transforman las anomalías magnéticas de campo total (T) a anomalías pseudogravimétricas

(Tpsg), para lo que se transforman al dominio de las frecuencias las anomalías magnéticas de

campo total, se multiplica por la función de transferencia del filtro pseudogravimétrico (fpsg) y se

aplica la transformada inversa al producto:

psgpsg fTFFT 1 (3)

fm

psgKOCM

Gf

1

(4)

donde G es la constante de gravitación universal, ρ la densidad, M la magnetización, Cm la constante de

proporcionalidad del sistema de unidades, K el número de onda, Of el factor de la dirección del campo

geomagnético, F la transformada y F-1 la transformada inversa. La anomalía pseudogravimétrica denota

la anomalía gravimétrica que debería observarse sobre una distribución de densidad equivalente a la

anomalía magnética.

(2) Después de la transformación pseudogravimétrica se determina la magnitud del gradiente

horizontal usando las siguientes ecuaciones:

(5)

dx

TT

dx

dT jijipsg

2

,1,1

(6)

dy

TT

dy

dT jijipsg

2

1,1,

(7)

13

donde (x,y) son las coordenadas y Ti,j es el campo pseudogravimétrico definido en el punto i,j.

(3) Para la localización y graficado de cada máximo del gradiente horizontal se determina el máximo

a partir de una ventana de barrido de 3x3 de la malla de datos (Figura 2c). Se ajusta una parábola

a través de cada tripleta de datos. El número de parábolas que alcanza un máximo dentro de la

celda central (rectángulo) da el índice N (1<=N<=4). Si N excede 1, el valor y localización del

máximo mayor es usado.

El modelado directo e indirecto de los datos aeromagnéticos constó de las dos etapas que se describen

a continuación:

(1) Deconvolución de Euler (MDE) para estimar de una manera rápida y eficaz la ubicación y profundidad

de las fuentes que originan las anomalías magnéticas. Al aplicar el MDE a perfiles magnéticos de

gradiente horizontal y derivada vertical se pueden localizar y estimar las profundidades de una amplia

variedad de estructuras geológicas tales como contactos litológicos, fallas, diques, etc., a los que se les

asigna un valor numérico conocido como índice estructural (SI), el cual puede definirse como la taza de

atenuación de la anomalía con la distancia (Cooper, 2008). En la Tabla 1 se enlistan los valores de los

índices estructurales de acuerdo a la geometría de las fuentes magnéticas.

Tabla 1. Estructuras e índices estructurales (Durkheim y Cooper, 1998)

Estructura Índice estructural (N)

Contacto vertical 1.0

Escalón grueso 1.0

Dique infinito 1.5

Cilindro vertical 2.0

Cilindro horizontal 2.5

Esfera o dipolo 3.0

El MDE es un método inverso ampliamente utilizado para interpretar perfiles magnéticos, opera

directamente sobre los datos y da soluciones matemáticas sin recurrir a constricciones geológicas. Su

ventaja radica en que las soluciones derivadas de la aplicación del método pueden usarse críticamente

para evaluar interpretaciones geológicas, particularmente estructurales. La ecuación del 2-D del MDE de

acuerdo con Tompson (1982) es:

x0 DT/dx + z0 dT/dz + NB = x dT/dx + NT (8)

14

donde (x0, z0) son las coordenadas de la fuente magnética y (x,z) son las coordenadas del punto donde

es medido el campo magnético T, B es el campo magnético regional y N el índice estructural. El gradiente

horizontal (dT/dx) y la derivada vertical (dT/dz) son utilizadas para calcular las coordenadas (x0, z0) de la

fuente magnética. Considerando cuatro o más observaciones a la vez (ventana de análisis), las

coordenadas de la fuente y el gradiente regional se pueden calcular resolviendo un sistema de

ecuaciones lineales generadas a partir de la ecuación (8).

En la versión automática de interpretación de perfiles magnéticos por el MDE implementada por Cooper

(2008) y utilizada en este trabajo, el proceso se inicia con la lectura del número de estaciones (n), la

longitud de la ventana de análisis a utilizar, los valores de los índices estructurales (SI), la intensidad del

campo geomagnético (T), la inclinación magnética (I), el rumbo del perfil ® medido en sentido horario a

partir del norte magnético y los valores de la anomalía de intensidad total. Posteriormente se calcula,

tanto la derivada vertical de los datos magnéticos reducidos al polo (se ha eliminado la asimetría de las

anomalías por efecto de la inclinación magnética) y el gradiente horizontal de los datos magnéticos. Se

seleccionan cuatro valores de los datos magnéticos de la ventana de análisis establecida. Se determina la

solución del sistema de ecuaciones y se calculan la distancia horizontal (x0) y la profundidad (z0).

Enseguida se continúa el proceso desplazándose la ventana un intervalo entre estaciones y se vuelven a

leer otros tres valores, ya sea del gradiente horizontal o vertical de los datos, calculándose nuevamente

los parámetros mencionados. De esta forma se obtiene un número de soluciones igual a las veces que la

ventana avanzó por el perfil magnético (deconvolución). La sensibilidad del algoritmo para la detección

de una fuente magnética real está fuertemente relacionada con las dimensiones horizontales de la

ventana de análisis y de la posición de ésta con respecto a la anomalía que genera la fuente, por lo tanto,

habrá soluciones ficticias que deberán descartarse utilizando algún criterio de selección, por ejemplo,

separación máxima permitida entre soluciones en el plano xz, mínima desviación estándar de la solución,

mínimos cuadrados del sistema de ecuaciones lineales, etc.

(2) El modelado directo de los datos aeromagnéticos consiste en encontrar la forma geométrica y

susceptibilidad magnética de una estructura, de tal forma que la anomalía que produce ésta se aproxime

lo más posible a la anomalía magnética observada. En este trabajo se utilizó el software libre mag2dc

(versión 2.11) elaborado por G.R.J. Cooper de la Universidad de Witwatersrand, que utiliza un esquema

tipo Talwani para el modelado directo e inverso cuasi-tridimensional (2.5 dimensiones) a través de

perfiles (ftp.cs.wits.ac.za/pub/general/geophys). El modelado se efectúa a través de contrastes de

susceptibilidad constante a partir de polígonos irregulares y la cuasi-tercera dimensión se extiende de

forma perpendicular a la sección del modelo. El ajuste entre la anomalía magnética del modelo

http://ftp.cs.wits.ac.za/

15

propuesto y la anomalía magnética observada se hace mediante prueba y error (modelado directo) o

siguiendo un criterio que lo optimice de forma automática (modelado inverso).

Durante el proceso del modelado, se ajustan las posiciones de los vértices de los polígonos y su

susceptibilidad. Ambos tipos de modelado se inician fijando vértices y/o susceptibilidad para alguno de

los polígonos partiendo de información de pozos o de la obtenida mediante alguna otra técnica

geofísica (sismología de reflexión/refracción, métodos electromagnéticos, gravimetría) en caso de que

esté disponible. El método usado para calcular la respuesta magnética o anomalía magnética (inducida

y/o remanente) de los modelos se basa en el método de Talwani y Heirtzler (1964).

Para determinar de forma indirecta las características de la litología y estructuras asociadas en el

subsuelo, se utilizaron los datos aeromagnéticos de la Carta Magnética de Campo Total El Arco, H12-

C82 escala 1:50,000 elaborada por el Servicio Geológico Mexicano (SGM, 2003). Los valores de

intensidad total del campo magnético fueron medidos a lo largo de líneas orientadas N-S con una

distancia entre líneas de vuelo de 1000m, con registro cada 250m, a una altura de vuelo constante de

aproximadamente 300m. Las cartas aeromagnéticas cubren aproximadamente 32,000 km2, donde los

valores de intensidad magnética medidos ya han sido corregidos por variación diurna y el valor del

campo normal de la Tierra o campo geomagnético le ha sido restado. Los valores de los elementos para

el año 2000 en que se realizó el vuelo son: Intensidad total (T) = 46083.0 nT; Declinación (D) = 11°;

Inclinación (I) = 54° (SGM, 2003). Las coordenadas horizontales (X, Y) de los datos están en la

proyección Universal Transversa de Mercator zona UTM 12 Norte México con datum horizontal NAD 27

para facilitar su presentación y procesado.

Tanto para el levantamiento aéreo como el terrestre se utilizaron magnetómetros de precesión nuclear

que miden la magnitud del vector de intensidad total del campo geomagnético. Su principio de

funcionamiento está basado en el fenómeno de resonancia o precesión de los núcleos atómicos de una

substancia al aplicarle un campo magnético (Reynolds, 1998). El magnetómetro aéreo es de la marca

Geometrics modelo G-822 A con una sensibilidad de 0.01 nT (SGM, 2003) en tanto que el terrestre es

marca Gem System modelo GSM-19. Para medir la susceptibilidad magnética de las rocas se utilizó un

susceptibilímetro marca Scintrex modelo K-2. Tanto el magnetómetro terrestre y el medidor de

susceptibildad magnética son propiedad del CICESE.

16

Capítulo 3. Rasgos Geológicos y Magnetométricos Regionales

3.1 Geología Regional

De acuerdo con Gastil y Miller (1993), la parte norte de la península de Baja California está constituida

por cinco terrenos tectonoestratigráficos intrusionados por plutones del Cinturón Batolítico Peninsular

(CBP). Los mismos autores mencionan que el conjunto incluye secuencias de arco jurásico-cretácicas,

depósitos de tras-arco, depósitos clásticos del Triásico-Jurásico, secuencias de aguas profundas del

Paleozoico Medio y Superior y rocas de tipo miogeoclinal del Paleozoico Inferior (Figura 3). En este

estudio, con base en las observaciones de Torres-Carrillo (2016) las rocas de tras-arco son interpretadas

como de intra-arco. Desde el sur de California, EUA (34°N), a lo largo de Baja California hasta el paralelo

28°N, el CBP intrusiona a las secuencias de los terrenos mencionados definiendo diferentes geometrías

de acuerdo con la profundidad y la composición de los plutones (Delgado-Argote et al., 2011).

La porción occidental del CBP es nombrada cinturón de gabro por Gastil (1983) y es más antigua (entre

140 y 100 Ma; Kimbrough et al., 2015). El CBP oriental forma el cinturón de tonalita (Gastil, 1983) y

ambos cinturones, al igual que la línea divisoria magnetita-ilmenita (Figura 3; Gastil et al., 1990) forman

un importante referente en el estudio de las rocas plutónicas de Baja California.

El límite entre las porciones occidental y oriental tiene notables discontinuidades geoquímicas e

isotópicas (Todd et al., 1988; Schmidt et al., 2002) que definen una zona axial paralela a los márgenes de

la península. La línea magnetita-ilmenita (Gastil et al., 1990) se definió con base en mediciones de

susceptibilidad magnética y perfiles aeromagnéticos, estos últimos, al norte de la frontera México-

Estados Unidos. Recientemente, Avilez-Serrano (2012) y Torres-Carrillo (2016) efectuaron análisis

semicuantitativos de óxidos por medio del microscopio electrónico de barrido de una amplia porción del

sur del CBP y encontraron que los óxidos característicos del oeste y centro del cinturón son de

titanomagnetita con exsoluciones de ilmenita, mientras que las rocas de plutones del llamado cinturón

de ilmenita contiene magnetita en pequeñas proporciones.

Dependiendo de sus características petrológicas, geoquímicas y tectónicas, desde Gastil (1983), Gastil et

al. (1975) y Silver et al. (1979), la geología de Baja California ha sido dividida en tres regiones: 1) una

secuencia pre-batolítica del Triásico-Jurásico en la parte oeste, formada por un arco de islas y secuencias

consideradas de afinidad con tras-arco cuyas edades se ubican entre 220 y 130 Ma. En la zona costera de

la península Vizcaíno, prácticamente a todo lo ancho del paralelo 27°N, afloran los conjuntos ofiolíticos

17

Vizcaíno-Cedros que aparentemente subyacen a las rocas del arco Jurásico Medio-Cretácico Temprano

(Peña-Alonso et al., 2015 y referencias en él) (Figura 1).

De acuerdo con Peña-Alonso et al. (2015) y Torres-Carrillo et al. (2016), en el ámbito regional en el que

se inserta el área de estudio, los plutones occidentales y de la zona centro del CBP localizados entre el

paralelo 29°N y 27°N son metaluminosos y, es importante resaltar que, de acuerdo con Delgado et al.

(2012) y Torres-Carrillo (2016), existen suficientes evidencias que indican que la actividad de arco en esta

región ha sido un proceso continuo desde el Jurásico (ca. 164 Ma) hasta el Cretácico Tardío (ca. 90 Ma).

En la misma región occidental Aviléz-Serrano reporta gradientes aeromagnéticos de 1,400 a -1400 nT,

mientras que en la región inmediata hacia el oriente, en el sector que se extiende hacia el área de

estudio se caracteriza por tener valores que varían entre 0 y -1000 nT. A esta última región con valores

más bajos de intensidad magnética Torres-Carrillo et al. (2016) la identifican como una porción de arco

Jurásico que se extiende desde las localidades de Nuevo Rosarito hasta el distrito minero El Arco. La

apreciación regional de Schmidt et al. (2014) es que el área de estudio se encuentra en una zona de

contacto tectónico entre la supuesta extensión de secuencias del “arco Alisitos” y un cinturón litológico

de rocas indiferenciadas del Complejo Bedford Canyon y del arco Santiago Peak formadas por rocas

clásticas y volcaniclásticas que, desde Gastil (1993), hasta Schmidt et al. (2002) fueron consideradas

secuencias de tras-arco (Figura 3). De acuerdo con Schmidt et al. (2014), existe la posibilidad de que el

terreno del arco Alisitos se haya separado del margen continental durante el Triásico o Jurásico

Temprano y no haya recibido detritos derivados del continente al ser un arco marginal (fringing arc)

alejado de la costa. Por su parte, Torres-Carrillo (2016) reporta edades de zircones detríticos en la zona

occidental al sur del plutón Nuevo Rosarito (Figura 1) y al norte del área de estudio (plutón El Paraíso;

Figura 1), arrojando poblaciones de zircón del Jurásico temprano (~200 Ma), Permo-Triásico (250-300

Ma), Ordovícico y Silúrico (570-400 Ma) y Proterozoico medio (1,200-1,000 Ma), Estos datos indican una

edad máxima de depositación de ~200 Ma y además sugieren que la región no estuvo tan alejada de la

influencia sedimentaria continental, con la que tiene afinidad la porción oriental del CBP. Dicha zona

oriental que consiste de rocas clásticas de talud y cuenca del Ordovícico-Pérmico y rocas clásticas y

carbonatadas del Proterozoico-Pérmico, está intrusionada por plutones de tipo S (Gastil et al., 1990) que,

en conjunto, se caracterizan por arrojar valores de intensidad aeromagnéticos menores a -400 nT.

18

Figura 3. Mapa geológico simplificado del CBP mostrando terrenos tectono-estratigraficos y el arco volcánico Cretácico de Alisitos (según Schmidt et al. 2002; Gastil 1993) y las rocas Jurásicas volcánicas y volcaniclásticas de Nuevo Rosarito-El Arco (JNR-A; Avilez-Serrano 2012; Caballero-Ramírez 2014). Modificado de Torres-Carrillo (2016).

19

3.2 Magnetometría regional

Los estudios de magnetometría que se han hecho en el CBP (Figura 4) han mostrado una anomalía

aeromagnética a lo largo de 1200 km desde el inicio del cinturón en el sur de California, EUA, hasta la

punta sur de la península de Baja California, la cual tiene una anchura de hasta 70 km (Langenheim y

Jachens, 2003; García-Abdeslem, 2014 y Langenheim et al., 2014), caracterizada por anomalías

magnéticas de gran amplitud y corta longitud de onda (García-Abdeslem, 2014). Langenheim et al.

(2014) mencionan que la estructura cortical de CBP puede dividirse, de acuerdo con criterios geológicos

y geofísicos en dos: 1) una zona occidental con litología máfica, más densa, de intensidad magnética alta,

velocidades sísmicas relativamente altas (˃6.25 km/s), bajo flujo de calor (˂60 mW/m2) y baja sismicidad

y, 2) una zona oriental, más félsica, menos densa, con intensidad magnética débil, velocidades sísmicas

más bajas (˂6.25 km/s), flujo de calor alto (˃60 mW/m2) y abundante micro-sismicidad. En la Figura 4 se

muestran los mapas aeromagnético sin procesar (Figura 4a) y pseudogravimétrico (Figura 4b) según

Langenheim et al. (2014) y el de anomalía magnética larga según García-Abdeslem (2014) (Figura 4c).

Figura 4. Aero-magnetometría regional. (a) aeromagnetometría reducido al polo (Langenheim et al., 2014). (b) pseudogravimetrico (Langenheim et al., 2014). (c) anomalía magnética de amplitud larga, donde la flecha apunta hacia el norte geográfico (García-Abdeslem, 2014). ABF, falla Agua Blanca; LPF, falla La Paz; SAF, falla San Andrés; NIF, falla Newport-Inglewood; EF, falla Elsinore; SJF, falla San Jacinto.

a b c

20

Capítulo 4. Geología del área de estudio

4.1. Rasgos geológicos de la sierra El Arco

Hasta el momento, la zona más conocida de la sierra El Arco es la zona mineralizada del mismo nombre

que se localiza en el sur de la sierra (Figura 5). La geocronología y algunos rasgos genéticos en el distrito

minero El Arco son conocidos a través de un plutón porfídico cuya composición según Valencia et al.

(2006) es monzodiorítica a cuarzomonzodiorítica. Farías y Peña (1976) incluyen en su trabajo de

exploración geofísica un mapa en el que la secuencia volcánica andesítica deformada y sin deformación

incluye pórfidos granodioríticos que se diferencian de cuerpos intrusivos graníticos y granodioríticos de

la periferia norte y noreste de la sierra El Arco. Es probable que los intrusivos graníticos sean cretácicos,

mientras que los granodioríticos que están en la secuencia volcánica sean de edad Jurásico, similares a

los fechados por Valencia et al. (2006) en 164.7 ± 6.5 Ma (U-Pb en circones). De su firma geoquímica se

ha interpretado que el emplazamiento ocurrió en un arco de islas y de los isótopos de Sr y Nd se

interpreta una fuente de manto empobrecido sin participación de corteza continental más antigua

(Weber y López-Martínez, 2006). De acuerdo con Barthelmy (1979), las rocas intrusivas cortan a

unidades de flujos masivos de andesitas de hornblenda, brechas andesíticas y rocas piroclásticas con

intercalaciones de rocas clásticas y a depósitos de lutitas y calizas intercaladas con brechas,

conglomerados, areniscas y tobas. Los depósitos sedimentarios y volcanoclásticos exhiben planos de

foliación casi verticales cuya orientación sigue una tendencia noroeste-sureste, en arreglo básicamente

isoclinal (Barthelmy, 1979).

Los granitoides, según reporta Barthelmy (1979), arrojan edades K-Ar en roca total, y hornblenda que

varían entre ~107 y 94 Ma. Recientemente, Kimbrough et al. (2015) obtuvieron edades U-Pb de 100.2 ±

3.0 Ma de un gabro localizado en el borde NW de la sierra El Arco y de 103.2 ± 2.8 Ma en otro gabro

ubicado al W de la sierra El Veteado, mientras que Contreras-López (2016) reporta edades U-Pb en

zircones de 105.0 ± 0.4 Ma en una tonalita de biotita-hornblenda, de 100.1 ± 1.2 Ma en una diorita de

hornblenda del núcleo del plutón Calmallí y una de 102.3 ± 0.7 Ma en tonalita de hornblenda-biotita al

norte de la sierra El Arco.

Rangin (1978) reporta en un mapa geológico regional que a 15 km al NW de El Arco, cerca del rancho El

Cañón y en Calmallí (Figura 1) aflora una secuencia de rocas intrusivas formadas por gabros, piroxenitas,

peridotitas intensamente serpentinizadas con vetas de magnesita y asbesto, con foliaciones de rumbo

NW y echado subvertical hacia el NE, así como metabasita fuertemente deformada aparentemente

21

asociada con gabro y diorita de hornblenda que, en conjunto, están en contacto tectónico con depósitos

volcánicos y volcanosedimentarios con fábricas de rumbo NW y vergencia hacia el SW. De acuerdo con

esa interpretación y el trabajo geológico de Barthelmy (1979), la asociación formada por rocas

ultramáficas hasta las volcanosedimentarias serían parte de la misma secuencia jurásica.

Figura 5. Mapa geológico del sur del Cinturón Batolítico Peninsular (Modificado de Torres Carrillo, 2016). Las series plutónicas mostradas son: 1. Nuevo Rosarito, 2. San Jerónimo, 3. Compostela, 4. Calmallí, todos de edad Cretácico. En la sierra El Arco (SA) aflora ampliamente una secuencia de rocas volcánicas y volcanosedimentarias asociados a un arco de islas Jurásico. Destaca el conjunto diorítico del centro de la sierra. En el área de estudio, que se encuentra en la sierra El Cañón (sEC), afloran gabros y dioritas asociadas con piroxenitas y peridotitas serpentinizadas.

22

4.2 Litología de la sierra El Cañón

En este apartado se nombra sierra El Cañón (EC), donde se encuentra el área de estudio, a la porción NW

de la sierra El Arco de aproximadamente 12 km2. Está delimitada hacia el sur por dos mesas de basalto,

de las cuales una es la mesa Calmallí (Figura 1). Dichas rocas basálticas son equivalentes a las rocas del

amplio campo volcánico San Borja de mediados del Mioceno (Gastil et al., 1975). Hacia el este de la

sierra EC está la zona mineralizada El Rebaje, hacia el norte el rancho El Cañón que se encuentra en las

faldas de otra mesa basáltica (mesa El Cañón) y, hacia el oeste, está delimitada por el arroyo El Cañón

(Figura 6). La litología de la sierra EC está constituida por una secuencia seudoestratificada de rocas

ultramáficas (RUM) y máficas que muestran una deformación intensa concordante con la secuencia

principalmente volcánica jurásica que caracteriza a la sierra El Arco. En la esquina NW de la sierra EC, un

gabro sin deformación (Figura 7) fechado en 100.2 ± 3Ma (U-Pb en circones; Kimbrough et al., 2015)

intrusiona tanto a las RUM como a los gabros deformados. La forma del afloramiento del gabro cretácico

es circular (Figura 6). Microscópicamente, Caballero-Ramírez (2014) la clasifica como gabro con

microestratificación (muestras 19-X-13 y 20-X-13; Tabla 3), observando una alteración hidrotermal

penetrativa. Las RUM están intensamente serpentinizadas por lo que hay un gran desarrollo de

magnetita secundaria y su susceptibilidad magnética es alta en contraste, tanto con las rocas máficas de

la misma secuencia, como de las gabróicas cretácicas y basálticas terciarias.

4.3 Rocas ultramáficas

La composición y distribución de las RUM son los objetivos principales de este trabajo. Dichas rocas

ocupan la mayor parte del área cartografiada (Figura 6). Las composiciones extremas de las RUM varían

desde peridotitas serpentinizadas (Jps) hasta piroxenitas (Jpx). De acuerdo con Gill (2010) las RUM se

pueden formar como cumulatos en intrusiones zonadas de magmas básicos, exhumados por erosión.

La formación de serpentina puede ocurrir bajo condiciones de baja temperatura (50-300°C), en cuyo

caso se forma lizardita, magnetita (±brucita), mientras que a alta temperatura (400-600°C) se forma

antigorita y no necesariamente se forma magnetita (Evans, 2010). La magnetita en las serpentinitas del

área de estudio se distribuye en vetillas y es fácilmente distinguible de los óxidos primarios, los cuales

conservan su forma cristalina. En general, el ortopiroxeno serpentinizado forma bastitas y la oxidación

del Fe se manifiesta por el desarrollo de agregados opacos microcristalinos, mientras que el

23

clinopiroxeno, en su gran mayoría, está uralitizado. La diferencia entre la serpentina formada a expensas

del olivino y del ortopiroxeno definió el criterio de clasificación petrográfica de las 28 rocas ultramáficas

(Tabla 2) mostrada en la Figura 8.

Es claro que el contenido de piroxenos puede estar subestimado, por lo que la abundancia relativa de

harzburgita, lherzolita y wehrlita no puede conocerse. Se observa que el 78% de las muestras pertenecen

al campo general de las peridotitas y el 22% restante a las piroxenitas, utilizándose como criterio de

clasificación para el mapa y sección de las figuras 6 a y b. La magnetita primaria, posiblemente también

por efecto de la concentración por gravedad, tiene las concentraciones más altas en las serpentinitas

clasificadas como dunitas (3.1-11.7%), mientras que en las lherzolitas-wehrlitas los óxidos tienen una

concentración entre 2.6 y 4.2%. Es notable que el contenido de minerales opacos primarios en las

piroxenitas sea menor al 1%. Con respecto a los minerales opacos secundarios, las dunitas desarrollan la

mayor cantidad (4.3 a 24.9%) y las lherzolitas-wherlitas, cuyo contenido de serpentina varía entre 60.6 y

70.6, alcanzan concentraciones similares (8 a 25.6%). En las piroxenitas, el promedio de magnetita

secundaria promedia 3%.

Las peridotitas serpentinizadas (Jps) están claramente expuestas en la mayor parte de la sierra EC

(figuras 1 y 6) y su extensión hacia el este se desconoce. Las Jps forman lomeríos con patrones

irregulares de drenaje, sin embargo, existen patrones lineales asociados con fracturas o fallas. La

coloración de las Jps varía según el grado de alteración hidrotermal en la parte central de la zona de

estudio (Figura 6). En dicha zona, las serpentinitas de la parte alta son rojizas por oxidación y se

caracterizan por tener vetillas de cuarzo en enrejado (Figura 9 a y b), mientras que las serpentinitas

verdosas con vetas de magnesita, comúnmente botroidal, alojadas en los planos de foliación (Figura 10

a-c), se encuentran en la parte inferior. En el centro de la secuencia peridotítica es común observar

piroxenita y gabro en arreglo seudoestratificado (Figura 11) o de diques horizontales. En algunos lugares

las peridotitas tienen aspecto grueso equigranular que sugiere que siguieron un desarrollo cumulítico. La

magnetita subhedral y algunas bastitas son los únicos relictos cristalinos identificables en las Jps. En

contraste, otros líquidos ultramáficos que presumiblemente se emplazaron en cuerpos formados

tempranamente, cristalizaron bajo condiciones de ΔT más grandes y, en consecuencia, los cristales de

olivino tienen un aspecto notablemente alargado, como el de la muestra 4-III-15 (Figura 12a), formados

por pseudomorfos de olivino que debieron ser de tipo esqueletal y que desarrollaron una textura de

aspecto acicular o de interpenetración.

24

Figura 6. Síntesis geológica de la sierra El Cañón. a) Mapa geológico de la sierra El Cañón, donde la serie máfica-ultramáfica está mejor expuesta, se observa que las rocas tienen un arreglo pseudoestratificado, es notable el arreglo lenticular de los pseudoestratos. b) Sección geológica mostrando la posible relación a profundidad de la serie máfico-ultramáfico, interpretada a partir de las foliaciones y cizallas medidas en campo.

a

b

25

La textura de malla es la más común en las serpentinitas y en ocasiones desarrollan bandas tipo kink.

Texturas como la de reloj de arena en seudomorfos de olivino pueden desarrollar aparente brucita en el

centro. Además, localmente los seudomorfos desarrollan juntas triples que dan a la textura un aspecto

de mosaico, la cual pudo formarse durante el aumento de volumen de la roca al serpentinizarse.

Las rocas que grafican en el campo de la piroxenita afloran principalmente en la zona centro norte del

área de estudio (Figura 6). Se interpreta que guardan un arreglo seudoestratificado (Figura 11 a y c) por

lo que el cuerpo más grande localizado en la parte norte se encuentra entre gabro y Jps y el cuerpo más

pequeño de la parte sur sólo entre Jps. Su aspecto es comúnmente masivo y cumulítico y la magnetita

presente es secundaria (3% en promedio). Cinco de las muestras analizadas son websteritas y una

clinopiroxenita (Tabla 2 y Figura 8). En las primeras se reconoce hasta el 33% de ortopiroxeno sin alterar

y 12% convertido a bastita (muestra 8-III-15), mientras que el clinopiroxeno alterado a uralita puede

alcanzar hasta ~64% en la clinopiroxenita y ~48% en una websterita.

26

Tabla 2. Análisis petrográfico de las rocas ultramáficas de la sierra El Cañón

Abreviaturas: Opx= ortopiroxeno, Cpx= clinopiroxeno, Mt1= magnetita primaria, S= serpentina, Mt2= magnetita secundaria, Bst= bastitas, Uta= uralita, /= no observado. Muestras con asterisco fueron tomadas de Caballero Ramírez (2014).

Muestra Coordenadas Puntos Opx Cpx Mag1 S Mag2 Bst Uta Textura Clasificación

1 II 15 256783E, 3111636N 365 / / 3.85 71.62 19.28 1.9 4.13 Malla Dunita (serpentinita)

2 II 15 256843E, 3111648N 365 / / 3.4 76.93 15.37 / 4.29 Malla Dunita (serpentinita)


4 II 15 256927E, 3111267N 605 / / 5.28 75.85 12.4 1.82 4.65 Malla Dunita (serpentinita)

5 II 15 256954E, 3111584N 605 / / 3.97 88.26 7.76 / / Malla Dunita (serpentinita)

6 II 15 256801E, 3110956N 605 / / 3.96 79.19 11.4 5.45 / Malla Dunita (serpentinita)


13 II 15 257350E, 3110612N 605 / / 3.96 76.19 18.01 1.82 / Reloj de arena Dunita (serpentinita)

17 II 15 257093E, 3111633N 363 / / 4.09 66.39 19.48 1.1 3.58 Radial Dunita (serpentinita)





22 II 15b 257314E, 3111483N 363 / / 7.43 74.1 18.45 / / Malla Dunita (serpentinita)

2 III 15 256864E, 3110514N 605 / / 3.14 74.14 22.73 / / Reloj de arena Dunita (serpentinita)

4 III 15 257572E, 3110974N 605 / / 2.81 75.36 4.3 / 5.3 Cumulítica Dunita (serpentinita)

7 III 15 257946E, 3111540N 605 / / 4.3 79.84 15.86 / / Reloj de arena Dunita (serpentinita)

14 II 15 257450E, 3110791N 605 / / 5.12 70.6 15.7 3.96 4.6 Reloj de arena Lherzolita (serpentinita)

1 III 15 256921E, 3112033N 363 / / 3.03 60.6 7.98 / 28.65 Radial Wehrlita (serpentinita)

12 II 15 257216E, 3110615N 605 / / 4.2 69.7 13.6 3.2 8.2 Reloj de arena Wehrlita (serpentinita)

15 II 15 257207E, 3111294N 363 / / 2.64 63.93 25.62 1.2 7.71 Pluma Wehrlita (serpentinita)

16 II 15 257093E, 3111633N 363 / / 3.12 64.28 12.21 1 6.06 Malla Wehrlita (serpentinita)

5 III 15 257640E, 3111097N 363 6.61 29.87 / / 3.18 12.4 47.94 Cumulítica Websterita

8 III 15 257932E, 3111864N 363 33.05 28.92 / / 9.91 13.2 14.9 Adcumulítica Websterita

9 III 15 257827E, 3111939N 363 15.97 39.39 / / / / 44.64 Cumulítica Websterita

10 III 15 257737E, 3112407N 363 22.31 49.05 / / / / 28.64 Cumulítica Websterita

13 III 15 256769E, 3113290N 363 17.25 54.75 / / / / 28 Adcumulítica Websterita

12 III 15 256662E, 3112990N 363 4.4 27 / / 4.68 / 63.91 Adcumulítica Clinopiroxenita

5 X 13* 2584383E, 3112626N

Xenomórfica Websterita

10 II 13* 258384E, 3112529N

Xenomórfica Peridotita

8 X 13* 258332E, 3112203N


9 X 13* 258285E, 3111904N


11 X 13* 257471E, 3112197N

20

Xenomórfica Serpentinita

12 X 13* 257449E, 3112234N

Serpentinita

13 X 13* 257441E, 3112289N

3

Cumulítico Websterita

14 X 13* 257472E, 3112390N

12-15

Serpentinita

15 X 13* 257460E, 3112480N

Piroxenita

27

Tabla 3. Análisis petrográfico de las rocas máficas de la sierra El Cañón.

Muestra Coordenadas Puntos Pl Cpx Opx Ol Bst Mt2 Uta Textura Clasificación

8 II 15 256787E, 3110661N 484 40.49 28.92 1.85 / 20.86 / 7.8

Holocristalina, grano fino a medio, subhedral, inequigranular

Gabronorita

9 II 15 256816E, 3110660N 363 31.68 35.81 17.35 / 11.84 / 3.3

Holocristalina, grano fino a medio, subhedral, inequigranular

Gabronorita

11 II 15 257097E, 3110655N 363 50.13 19.4 28.92 / / / 9.8

Holocristalina, grano medio, subhedral, equigranular

Gabronorita

3 III 15 256935E, 3110502N 363 49.58 31.81 20 / / / /

Holocristalina, grano medio, subhedral, equigranular

Gabronorita

6 III 15 257673E, 3111168N 363 38.56 30.3 31.95 / / / /

Holocristalina, grano fino a grueso subhedral a euhedral, seriada

Gabronorita

11 III 15 256027E, 3112443N 363 92.28 5.24 / 2.48 / / / Porfídica, grano fino

Basalto

22 II 15a 257314E, 3111483N 605 48.82 47.55 / 2.31 / / 1.32 Porfídica, grano fino

Basalto

8-II-13* 256876E, 3113282N

38 1

61 Xenomórfica Gabro

6-X-13* 258367E, 3112289N

37

Cumulítica Gabro

7-X-13* 258436E, 3112488N

40 27

33

Gabro 2px

10-X-13* 257948E, 3112142N

45

55 Xenomórfico Gabro

16-X-13* 258097E, 3112553N

Inequigranular seriada

Gabro

17-X-13* 257960E, 3112539N

Xenomórfico Gabro

18-X-13* 257479E, 3112713N

53

3

44 Foliada Gabro

19-X-13* 257330E, 3113149N

43

53

Gabro

20-X-13* 257113E, 3113267N

36

63

Gabro

9-II-13* 258498E, 3112838N

50 7

43 Holocristalina inequigranular

Diorita

Abreviaturas: Opx= ortopiroxeno, Cpx= clinopiroxeno, Mt2= magnetita secundaria, Bst=bastitas, Uta=uralita, /= no observado. Las muestras con asterisco fueron tomadas de Caballero Ramírez (2014).

28

Figura 7. Afloramiento de gabro al norte de la sierra El Cañón, fechado por U/Pb, con circones, en 100.2 ± 3 Ma por Kimbrough et al. (2015). a) Panorámica con vista al norte desde la cima de la sierra El Cañón. b) Detalle tomado en el arroyo El Cañón. En ambas fotos se puede observar que la roca carece de deformación.

Figura 8. Diagrama de clasificación modal olivino-ortopiroxeno-clinopiroxeno de Streckeisen (1976) para las rocas ultramáficas de la sierra El Cañón. El 61% de las muestras grafican en el campo de las dunitas, 18% en el campo de las websteritas, 14% en el campo de las wehrlitas, 3.5% en el campo de lherzolitas y 3.5% en las clinopiroxenitas. Ol=olivino, Opx=ortopiroxeno y Cpx=clinopiroxeno.

29

Figura 9. a) y b) Peridotita serpentinizada intensamente oxidada y vetillas de cuarzo en arreglo de enrejado en la parte oeste de la sierra El Cañón. c) Microfotografía (10x) con nicoles cruzados de la muestra 3-II-15 mostrando vetillas de cuarzo cortando a serpentinas.

30

Figura 10. Serpentinitas con desarrollo de magnesita en la parte inferior de la zona de alteración hidrotermal. a) zona de contacto con serpentinitas oxidadas con cuarzo en la parte superior; b) vista panorámica mostrando magnesita en arreglo de vetas paraleas a la foliación; c) detalle de vetas de magnesita emplazada en planos de foliación en serpentinita verde; d) muestra 17-II-15, con magnesita en vetillas y diseminada cubriendo a la serpentina y magnetita.

4.4 Rocas máficas

La serie de rocas máficas está formada por gabro y diorita. La diorita (Jdr), intensamente foliada, aflora

en el borde norte de la sierra El Cañón (Figura 6a). Desarrolla bandas de plagioclasa y clinopiroxeno

paralelas a la foliación y no es magnética. En la mina Cananea un pequeño cuerpo de diorita está en

contacto tectónico con piroxenitas, ambas contenidas en el cuerpo de gabro. En la parte central del

afloramiento de diorita, Caballero Ramírez (2014) identifica diorita de anfíbol de acuerdo con una

mineralogía formada por andesina > labradorita, hornblenda y clinopiroxeno. Aunque las relaciones de

contacto no son claras, es probable que las variaciones entre el gabro y la diorita sean graduales o

seudoestratificadas como la variación observada entre gabro y piroxenita. El cuerpo más grande de

gabro se localiza en la parte central y flanco norte de la sierra El Cañón, tiene aproximadamente 2 km de

longitud con orientación WNW paralelo a la tendencia estructural regional.

31

Figura 11. Estructuras características de Jps en la sierra El Cañón. a) Arreglo seudoestratificados por variaciones

texturales en peridotita (muestra 10-II-15). b) Seudoestratificación de gabro de 2-px de grano medio y bandas de piroxenita de grano grueso (muestra 8-II-15). c) Arreglo seudoestratificados de piroxenita (Jpx) y peridotita serpentinizada (Jps). d) Jps intensamente deformada del lado norte de la sierra El Cañón, en la mina Cananea.

En la cata Cananea y hacia la parte este el gabro muestra una alteración hidrotermal pervasiva

(saussuritización), mientras que en la parte interna, inmediatamente al sur de la coordenada 257,500/

3,113,000, la roca máfica es de dos piroxenos, donde afloran peridotitas serpentinizadas (Jps en Figura

6a) con aspecto de cuñas en arreglo aparentemente estratificado.

En el flanco sur del cerro donde se encuentra la cata Cananea aflora otro cuerpo elongado de

aproximadamente 800 m de longitud y 300 m de anchura que se orienta casi E-W, paralelo a la foliación

dominante en la zona y contenido en peridotitas serpentinizadas. En la masa de gabro se identifica un

delgado cuerpo de piroxenita orientado en la misma dirección (Figura 6 a y b) probablemente

estratificado. Este gabro, formado por bytownita-labradorita y hasta 55% de uralita (Tabla 3) gradúa

hacia el sur a piroxenita (muestras 8 y 9-III-15, Tabla 1).

32

Figura 12. a-b) Seudomorfos de serpentina de aspecto acicular desarrollado a partir de olivino desarrollado bajo condiciones de cristalización rápida (ΔT~50°C; Donaldson, 1982, en Gill, 2010). Esta fracción de serpentinita no está foliada y puede ser parte de un dique ultramáfico. c) Serpentinita de grano fino con concentraciones presumiblemente de clinopiroxeno tremolitizado en lentes y nódulos que desarrollan cavidades de disolución similares a los “boxwork” de yacimientos de sulfuros. El desarrollo de fracturas de extensión perpendiculares a la seudoestratificación sugiere el plegamiento de esta fracción de serpentinitas cuyo origen puede asociarse con un dique enfriado bajo condiciones de ΔT grande. d) Microfotografía (10x) de serpentinitas en lámina delgada, con nicoles cruzados de la muestra 4-III-15 mostrando serpentinas derivadas de olivino de cristalización rápida.

En el extremo sur del mapa de la Figura 6a, se muestran cuatro cuerpos de gabro, de los cuales, el más

grande, localizado en el oeste, también contiene piroxenitas en arreglo seudoestratificado con una

orientación casi N-S que contrasta con la tendencia estructural casi E-W del cuerpo principal. La

mineralogía de este cuerpo está definida por plagioclasa (bytownita y labradorita) entre 32 y 50%,

clinopiroxeno, principalmente augita, está selectivamente uralitizado (Figura 14) y se concentra en

proporciones desde 29 hasta 39%. Aunque es frecuente encontrar ortopiroxeno sin alteración, junto con

bastitas pueden alcanzar proporciones aproximadas entre 20 y 32% (Tabla 3). Las cinco muestras

analizadas petrográficamente de la zona sur grafican en el campo de la gabronorita (Figura 13).

33

Figura 13. Diagrama de clasificación modal plagioclasa-ortopiroxeno-clinopiroxeno de

Streckeisen (1976) para los gabros de la sierra El Cañón. Todas las muestras clasifican como gabronoritas. Pgl=plagioclasa, Opx=ortopiroxeno y Cpx=clinopiroxeno.

Figura 14. Microfotografía (10x) en lámina delgada con nicoles cruzados de la muestra 3-III -15 (gabro) mostrando los diferentes minerales que la forman muchos de los clinopiroxenos (Cpx) están uralitizados (Uta), los ortopiroxenos (Opx) y plagioclasas (Pl) están sanos.

34

Capítulo 5. Geoquímica

En vista del alto grado de serpentinización de las rocas ultramáficas (RUM) de la sierra El Arco y el

metamorfismo en facies de esquistos verdes de las rocas máficas, lo cual hace prácticamente imposible

su clasificación modal, se efectuaron análisis geoquímicos (4Lithores en Actlabs, Ontario, Canadá) de 17

muestras, de las cuales nueve son ultramáficas y ocho máficas (Tabla 4). Del conjunto, seis muestras

fueron colectadas por Caballero-Ramírez (2014) en la parte norte del área de estudio. La justificación

para efectuar los análisis químicos con fines de clasificación radica en las observaciones hechas en otros

ambientes donde se encuentran RUM serpentinizadas. Por ejemplo, Muchez et al. (2008) reportan en

cuerpos ofiolíticos de Turquía que la concentración de los elementos mayores de las serpentinitas refleja

la composición original de las RUM. También Kodolanyi et al. (2012) reportan variaciones sólo en algunos

elementos traza en serpentinitas de piso oceánico, de márgenes pasivos y de frente de arco, mientras

que Snyder et al. (1988) encuentran resultados similares en RUM precámbricas del norte de Colorado,

E.U.A.

5.1 Elementos mayores

La primera aproximación a la clasificación de las RUM serpentinizadas de la sierra El Arco a partir de los

óxidos mayores se efectuó con base en los minerales normativos (porciento catiónico de Barth-Niggli)

siguiendo la recomendación de Streckeisen y Le Maitre (1979; en IGPET 2012). La distribución de las

muestras analizadas geoquímicamente se presentan en el mapa de la Figura 6a. El resultado de la

clasificación a partir del diagrama de Streckeisen (1976) se muestra en la Figura 15a en la que, con fines

comparativos se incluyen seis muestras de un complejo ultramáfico zonado (ZUC) del sureste de Alaska

(Taylor, 1967), tres muestras de un complejo diorítico-peridotítico en Bear Mountain, Montañas Klamath

(Snoke et al., 1981) y cinco muestras de la fracción ultramáfica de la ofiolita de Sagalassos, Turquía

(Muchez et al., 2008) (Tabla 5). Se observa en la Figura 15a que, con excepción de la muestra 2-II-15

clasificada modalmente (Tabla 2) como dunita con 4.3% de uralita y la 12-II-15 clasificada como wehrlita,

(3.2% de bastitas y 8.2% de uralita), la mayoría de las muestras prácticamente carecen de clinopiroxeno.

La razón principal de la ausencia de clinopiroxeno puede deberse a que la rutina del análisis normativo

calcula primero la anortita con el contenido de Al2O3, asumiéndose que los minerales ferromagnesianos

35

no contienen dicho óxido (Cox et al., 1979). Siguiendo dicha probabilidad, se modificó el diagrama

añadiendo An al vértice del Cpx y el resultado es básicamente el mismo (Figura 15b).

Tabla 4. Geoquímica de elementos mayores y minerales normativos (CIPW) de la serie máfico-ultramáfico de la sierra EC.

LOl= pérdida por ignición, Mg#= MgO/(MgO+FeOT) molecular, %An= contenido de anortita en la plagioclasa. FeOT=Fierro total. Abreviaturas de los minerales normativos según Whitney y Evans (2010). Cálculo de la norma molecular CIPW es con base anhidra y la proporción Fe2O3/FeO es según Irvine y Baragar (1971). La muestra con un asterisco fue analizada por Caballero Ramirez (2014) y la muestra con dos asteriscos por Kimbrough et al. (2015).

Muestra 6-III-15

8-II-13*

G22**

7-X-13

10-X-13

20-X-13

8-II-15

11-II-15 5-X-13 15-X-

13 12-X-

13 2-II-15

4-II-15

6-II-15 12-II-

15 19-II-

15 22-II-15b

1-III-15

4-III-15

Roca (moda)

Gb-Dio

Gabro

Gabro

Gabronori

ta

Gabro norita

Gabro norita

Gabro norita

Gabro norita

Gabro Gabro serpe

nt dunit

a duni

ta dunita

wehrlita

dunita dunit

a wehri

ta dunit

a

SiO2 48.36 51 47.9 49.35 49.9 50.8 48.3 48.02 51.01 51.93 39.59 41.24 46.3

2 41.62 35.13 38 33.01 49.8 37.05

Al2O3 13.48 14.3 20.4 15.47 16.2 13.9 18.46 24.22 6.54 10.18 4.05 0.71 0.38 0.55 0.26 0.56 0.47 1.5 0.26

FeO T 8.12 4.499 3.4192

6.029 7.58 4.96 3.365 2.016 7.68 5.03 9.18 9.02 9.5 6.04 7.86 7.95 9.64 9.91 9.64

MnO 0.159 0.1 0.11 0.125 0.14 0.11 0.079 0.045 0.143 0.116 0.136 0.14 0.10

9 0.104 0.129 0.146 0.167 0.186 0.132

MgO 10.43 12.9 10.3 11.22 9.38 12.3 8.46 5.21 18.44 13.31 32.11 25.89 29.4

6 37.8 34.49 36.85 36.58 27.05 37.57

CaO 11.12 15.1 14.2 15.23 14.1 14.7 17.2 14.31 12.59 15.25 1.43 5.07 1.24 0.14 2.95 0.11 0.49 2.36 0.24

Na2O 4.47 0.8 1.37 0.7 1.2 1.06 2.1 2.65 0.95 1.9 < 0.01 <

0.01 <

0.01 < 0.01 0.01 0.01 < 0.01 0.15

< 0.01

K2O 0.24 0.03 0.04 0.09 0.04 0.05 0.11 0.16 0.11 < 0.01 <

0.01 <

0.01 < 0.01 < 0.01 < 0.01 < 0.01 0.01

< 0.01

TiO2 0.643 0.1 0.09 0.204 0.26 0.17 0.099 0.05 0.185 0.217 0.077 0.016 0.00

6 0.004 0.005 0.016 0.017 0.118 0.004

P2O5 0.11 <0.0

1 <

0.01 < 0.01 < 0.01 < 0.01 0.03 0.01 < 0.01 0.01 0.12 0.07 < 0.01 0.02 0.03 < 0.01 0.01 0.05

LOI 2.41 1.5 1.63 1.28 1.13 1.7 2.23 3.05 2.09 1.74 10.39 14.35 10.8

2 12.48 16.34 14.16 16.33 6.55 15.12

Total 100.5 100.8 99.8 100.3 101 100 100.7 99.94 100.7 100.3 98.01 97.56 98.9

7 99.41 98.07 98.72 97.79 98.74 100.1

Minerales normativos CIPW

Qz 3.02 0.55 0.82 1.03

Or 1.41 0.18 0.24 0.54 0.24 0.29 0.66 0.94 0.65

Ab 22.22 7.13 12.2

7 6.32 10.9 9.55 11.97 23.02 8.49 16.99 0.1 0.1

An 15.98 35.18 49.3

2 39.19 38.9 33.1 40.72 54.5 13.05 18.85 7.47 2.23 1.12 0.72 0.74 0.38 1.43 0.72 0.76

Ne 10.7 4.11 0.63

Crn 31.37 16.7

8 29.46 25.2 32.1 35.56 13.7 1.71 0.34 0.49 0.34

Di 30.69 19.68 14.7

2 22.18 21.5 22.1 39.27 45.21 20.64 4.02 12.36 1.02 0.13

Hyp 3.95 5.54 5.78 26.76 10.65 37.97 46.32 76.9 50.62 8.72 31.04 6.53 44 23.2

Ol 15.64 0.03 0.07 1.79 1.85 1.75 1.67 1.47 9.44 5.55 50.96 28.66 16.0

9 43.38 76.26 66.2 89.21 53.32 74.12

Mag 2.23 0.14 0.13 0.28 0.36 0.24 0.14 0.07 1.76 1.79 1.75 1.83 1.7 0.24 1.76 1.71 1.77 1.63 1.68

Ilm 0.89 3.44 2.6 0.26 0.31 0.12 0.03 0.02 0.02 0.03 0.03

Ap 0.23 0.06 0.02 0.02 0.29 0.16 0.05 0.07 0.11

Total 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100

% An 41.8 83.1 80.1 86.1 78.2 77.6 77.3 70.3 60.6 52.6 100 100 100 100 88.1 79.6 100 71.6 100

Mg # 0.722 0.911 0.91

5 0.792 0.71 0.84 0.851 0.876 0.826 0.848 0.871 0.847

0.856

0.957 0.895 0.9 0.879 0.84 0.893

36

Tabla 5. Geoquímica de elementos mayores y minerales normativos (CIPW) muestras de un complejo ultramáfico zonado (ZUC) del sureste de Alaska (Taylor, 1967), tres muestras de un complejo diorítico-peridotítico en Bear Mountain, Montañas Klamath (Snoke et al., 1981) y cinco muestras de la fracción ultramáfica de la ofiolita de Sagalassos, Turquía (Muchez et al., 2008), utilizados con fines comparativos.

LOl= pérdida por ignición, Mg#= MgO/(MgO+FeOT) molecular, %An= contenido de anortita en la plagioclasa. FeOT=Fierro total. Abreviaturas de los minerales normativos según Whitney y Evans (2010). Cálculo de la norma molecular CIPW es con base anhidra y la proporción Fe2O3/FeO es según Irvine y Baragar (1971). Muestras con nombre ZUC fueron tomadas de Taylor (1967). Muestras con nombre OF fueron tomadas de Muchez et al. (2008). Muestras con nombre P-DC fueron tomadas de Snoke et al., (1981).

Muestra ZUC 2 ZUC 3 ZUC 4 ZUC 5 ZUC 6 OF 1 OF 2 OF 3 OF 4 OF 5 P-DC 1 P-DC 2 P-DC 3

Roca Pxta Ol

Dunita Dunita Pxta Hb Pxta Hb Serp Serp Serp Serp Serp Serp Cpx Cpx

SiO2 49.2 38.9 40.2 38.3 37.5 38.5 38.4 43.81 39 40.43 38.4 51.3 43.1

Al2O3 2.4 1.5 1.7 7.2 5.4 0.61 0.72 2.38 0.54 0.81 0.3 2.2 4.3

FeO T 8.6 15.72 10.11 21.6 23.54 7.28 9.06 5.7 10.6 8.22 15.6 6.4 16.5

MnO 0.1 0.2 0.1 0.2 0.12 0.1 0.16 0.1 0.12 0.262 0.15 0.285

MgO 0.2 42 47.5 11.7 11.9 38.1 36.3 29.08 35.3 35.6 40.3 20.5 16.9

CaO 18.9 0.9 16.7 17.4 7.79 1.4 16.4 13.4

Na2O 0.2 0.3 0.9 0.03 0.02 0.04 0.02 0.02 0.06 0.3 0.43

K2O 0.1 0.2 0.05 0.04 0.04 0.05 0.05 0.1 0.2 0.2

TiO2 0.2 1.8 2.2 0.02 0.02 0.06 0.02 0.05 0.05 0.3 1.1

P2O5 0.15 0.17 0.2 0.15 0.12

LOI 0.8 0.4 0.2 0.6 15.1 15 10.6 14 14.4

Total 99.1 99.6 99.8 99.9 99.7 84.9 85 89.4 86 85.6 96.7 97.8 96.3

Minerales normativos CIPW:

Qz

Or 0.59 0.31 0.25 0.25 0.31 0.31 1.17 0.15

Ab 1.76 0.28 0.19 0.37 0.19 0.19 4.04

An 5.32 2.51 15.64 15.64 < 1.03 < 1.18 6.46 < 1.04 < 0.83 0.24 9.59

Ne 0.01 1.48 5.05 0.31 2.41

Crn 1.65 1 1.22 0.94 1.17 61.39

Di 70.21 0.16 48.59 55.74 25.98 2.14 15.23 47.7

Hyp 3.27 30.4 34 27.39 36.8 44.19

Ol 19.76 93.72 94.24 9.67 6.29 67.3 63.4 37.98 60.5 53.1 95.37 37.63

Mag 2.08 1.72 0.84 14.48 17.19 1.33 1.68 1.04 1.96 1.52

Ilm 0.28 2.61 3.25 0.03 0.03 0.09 0.03 0.07 0.07 0.41 1.6

Ap 0.33 0.38 0.44 0.33 0.27

Total 100 100 100 99.02 98.11 100 100 100 100 100 100 100 100

% An 75.1 100 0 100 100 0 0 94.5 0 0 100 60.2 100

Mg # 0.816 0.834 0.897 0.571 0.561 0.91 0.89 0.908 0.87 0.893 0.822 0.851 0.646

37

Figura 15. Diagrama de clasificación de Streckeisen (1976) para rocas ultramáficas. Zonas norte, centro y sur de la serie ultramáfica de la sierra EC son comparadas con ofiolítas de Sagalassos, Turquía (Muchez et al., 2008) y complejos zonados de Duck Island (Taylor, 1967).

En el diagrama de la Figura 15a se observa que los protolitos que resultan del análisis normativo de RUM

serpentinizadas son principalmente de harzburgita para la secuencia ofiolítica de Turquía, de dunita-

clinopiroxenita de Ol para los complejos ultramáficos zonados de Alaska (ZUC) y de los complejos

peridotítico-dioríticos de Klamath (P-DC), mientras que los de la sierra El Cañón, grafican en los campos

de la dunita-harzburgita-lherzolita-websterita. De acuerdo con las tendencias mostradas en el diagrama

Ol-Opx-Cpx+An, la serie de RUM de la sierra El Cañón compartiría características de las series

contrastantes (Ofiolita vs ZUC y P-DC). En la Figura 16 se muestra la variación de An, Cpx, Opx y Ol

normativos con respecto a Mg# para las RUM serpentinizadas de las series ofiolítica, ZUC, P-DC, el gabro

cretácico del arroyo El Cañón (Kimbrough et al., 2015) así como de las serpentinitas, gabros y dioritas de

la sierra El Cañón. Naturalmente, las rocas máficas definen un campo independiente en la gráfica de An,

pero cercano a ZUC debido al alto contenido de Cpx y Hbl de las piroxenitas de olivino y wehrlitas que se

separan claramente en Ol / Mg#. Las muestras de los ZUCs no contienen Opx (Figura 16c). En el diagrama

Ol / Mg# las muestras de la sierra El Arco muestran valores de %Ol que varían entre 16 y 89 con un rango

angosto de Mg# de 0.84 a 0.9, mientras que en las muestras de la ofiolita el %Ol está en el rango de 38 a

67 con Mg# entre 0.86 y 0.91, observándose un pequeño traslape. La separación más clara entre las

RUM de El Cañón y las de la ofiolita se observan al comparar con respecto al Cpx pues en la ofiolita no

hay clinopiroxeno, salvo en una muestra, de la misma forma que las rocas ultramáficas de los ZUCs y los

P-DC no contienen ortopiroxeno. En síntesis, la distribución de los minerales normativos con respecto a

Mg# de las RUM serpentinizadas de la sierra El Arco son similares en el contenido de Cpx a P-DC, pero

1= 12-X-13 (Zona norte) 8= 4-III-15 (Zona sur)

2= 22-II-15 (Zona centro) 9= 6-II-15 (Zona sur)

3= 19-II-15 (Zona centro)

4= 2-II-15 (Zona centro)

5=4-II-15 Zona centro)

6= 1-III-15 (Zona centro)

7= 12-II-15, (Zona sur)

a b

38

son más pobres que en ZUC. Con respecto a Opx, las RUM de la sierra El Cañón es más parecida a la

Ofiolita y, de acuerdo al contenido de Ol, comparten concentraciones de los tres tipos de complejos.

Figura 16. Diagramas de variación de anortita, clinopiroxeno, ortopiroxeno y olivino normativos con respecto a Mg# (MgO / MgO+FeOT) para las RUM serpentinizadas de las series ofiolítica, ZUC, P-DC, el gabro cretácico del arroyo El Cañón (Kimbrough et al., 2015) así como de las serpentinitas, gabros y dioritas de la sierra El Cañón. Se observa que la distribución de los minerales normativos con respecto a Mg# de las RUM serpentinizadas de la sierra El Arco son similares en el contenido de Cpx a P-DC, pero son más pobres que en ZUC. Con respecto a Opx, las RUM de la sierra El Cañón es más parecida a la Ofiolita y, de acuerdo al contenido de Ol, comparten concentraciones de los tres tipos de complejos

39

Siguiendo las mismas consideraciones hechas para las RUM en el sentido de que la concentración de los

elementos mayores es básicamente la misma que la de la roca original, se utilizó el diagrama de

clasificación Pl-Opx-Cpx de rocas gabróicas (Streckeisen, 1976) con minerales normativos (Figura 17)

observándose que todas las muestras se encuentran en los campos de los gabros. Las muestras de la

zona norte pueden considerarse como gabronoritas pues el contenido de Opx y Cpx es similar, mientras

que la muestras de las zonas centro y sur son gabros sensu stricto. Esta separación es importante toda

vez que las gabronoritas de la zona norte tienen una densidad promedio de 2.96 gr/cm3 de acuerdo con

el análisis que arroja IGPET (2012) y los gabros de las zona centro y sur tienen una densidad promedio de

2.8 gr/cm3, lo que sugiere una probable estratificación por densidad de esta fracción de la cámara

magmática, donde la fracción pesada está en el norte actual.

Figura 17. Diagrama de clasificación de minerales normativos de Streckeisen (1976) para rocas máficas del NW de la sierra EC. El plutón cretácico fue tomado de la muestra G22 de Kimbrough et al (2015). Se observa que todas las muestras se encuentran en los campos de los gabros. Las muestras de la zona norte pueden considerarse como gabronoritas pues el contenido de Opx y Cpx es similar, mientras que la muestras de las zonas centro y sur son gabros.

Se utilizó el diagrama TAS (Figura 18a) para las rocas máficas, las cuales grafican en el campo de los

gabros subalcalinos que, de acuerdo con la clasificación de Irvine y Baragar (1971; en IGPET, 2012),

pertenecen a la serie toleítica (Figura 18b), que es consistente con la serie toleítica de arco de Peccerillo

y Taylor (1976), según se muestra en la Figura 18c.

40

Figura 18. a) Diagrama TAS para clasificación de rocas máficas de la sierra EC, mostrando la distribución por zonas. La muestra 8-II-13 fue tomada de Caballero Ramírez (2014) y la muestra G22 de Kimbrough et al. (2015). b) Diagrama de Irvine y Baragar (1971) de discriminación para las rocas máficas de la sierra EC, donde la mayoría de ellas grafica en el área de la toleitas. c) Diagrama de discriminación de Peccerillo y Taylor (1976)

5.2 Tierras raras

De las nueve RUM de la sierra El Cañón que se analizaron geoquímicamente, sólo la serpentinita 12-X-13

de la parte norte de las RUM (Figura 3.2) y la wehrlita (según la clasificación modal) 1-III-15 de la parte

central de las RUM en el límite de la zona con desarrollo de cuarzo en vetas, fueron examinadas en su

contenido de tierras raras (TR) pues las siete restantes (2-II-15, 4-II15, 6-II-15, 12-II-15, 19-II-15, 22-II-15B

y 4-III-15 ) están por debajo de los límites de detección de 4Lithores de Actlabs. Las dos tienen patrones

horizontales de TR con concentraciones ligeramente por debajo de la condrita de referencia (Sun y

a b) b

c

Toleític

o

Calco-Alcalino

41

McDonough, 1989; en IGPET, 2012), sin embargo, la wehrlita tiene una anomalía negativa de Ce (Figura

19). Las RUM del área de estudio tienen contenidos más bajos que los de las RUM del complejo de Bear

Mountain (montañas Klamath, California; Snoke et al., 1981), las cuales se caracterizan por su asociación

con dioritas y gabros, similares a los complejos tipo Alaska, que tienen patrones cinco veces más altos en

las TR ligeras y menos de dos veces la concentración de TR pesadas con respecto a condrita (Figura 19).

Los patrones de las Tierras Raras de las rocas máficas se presentan en la Figura 20. En ella se observa que

el patrón casi plano con valores aproximadamente 10 veces mayores que condrita corresponde a un

dique de gabro (6-III-15) con Cpx que corta a las serpentinitas (Figura 6). Esta roca contiene labradorita-

andesina, mientras que el resto de las muestras se caracterizan por tener sólo bytownita-labradorita. Por

esa razón, es probable que esta muestra corresponda a un evento intrusivo posterior, equivalente al de

la serie de rocas gabróicas y dioríticas del plutón cretácico Calmallí, toda vez que el patrón de TR del

dique grafica en el campo de los patrones de los gabros de ese plutón (Contreras-López, 2016), según se

observa en la Figura 20.

Figura 19. Diagrama de tierras raras para rocas ultramáficas, normalizado a condritas, con datos de Sun y McDonough (1989). Las dos muestras de serpentinita de la sierra El Cañón graficadas tienen patrones horizontales de TR con concentraciones ligeramente por debajo de la condrita de referencia, sin embargo, la 1-III-15 tiene una anomalía negativa de Ce.

Tanto las muestras del norte como las del sur muestran anomalías positivas de Eu que se explica por la

acumulación de las plagioclasas durante la cristalización fraccionada. Los valores bajos de Ce de las

42

muestras 7 (20-X-130 del sector norte y 8 (8-II-15) del sector sur, se pueden deber a que tienen una

relación opx / cpx más alta que el resto de las muestras. Los valores bajos de La-Ce de las muestras 5 (10-

X-13) de la parte norte y 6 (5-X-13) de la zona norte se deberían al contenido más alto de piroxenos.

Es importante notar que los patrones de TR pesadas de los gabros de la sierra El Cañón de afinidad

toleítica son similares, pero cerca de cinco veces más pobres, que los de las RUM del complejo de Bear

Mountain, sierra Klamath, cuya afinidad geoquímica es calcoalcalina (Snoke et al., 1981). Es notable que

el patrón de TR de dicha secuencia de tipo peridotítico-diorítica es prácticamente plano con valores de

TR ligeras 10 veces mayores que las TR pesadas y que además, el patrón en su conjunto, está del orden

de 10 veces por arriba del conjunto de las rocas gabróicas de la zona de estudio.

1= 6-III-15, Centro

(andesina)

2= 15-X-13, Norte

3= 7-X-13, Norte

4= 11-II-15, Sur

5= 10-X-13, Norte

6= 5-X-13, Norte

7= 20-X-13, Norte

8= 8-II-15, Sur

Figura 20. Diagrama de tierras raras para rocas máficas de la sierra EC, normalizado a condrita (Sun y

McDonough, 1989). Tanto las muestras del norte como las del sur muestran anomalía positiva de Eu por acumulación de plagioclasa, mientras que el gabro del centro, más diferenciado, como lo indica su patrón casi horizontal en la parte superior, no muestra anomalías. Los valores bajos de Ce de las muestras 7 y 8 se pueden deber a la relación opx/cpx más alta. Los valores bajos de La-Ce de las muestras 5 a 8 se pueden explicar por el mayor contenido de piroxenos.

5.3. Óxidos (MEB)

Paralelamente al análisis petrográfico, estructural y geofísico de la zona de estudio, el grupo de trabajo

del proyecto CONACYT (153086) efectuó análisis de minerales opacos por microscopía electrónica de

barrido (MEB), por lo que en este capítulo se presentan las características composicionales de los óxidos

primarios y secundarios de gabros y RUM. Como se mencionó, los olivinos y ortopiroxenos están casi en

43

su totalidad serpentinizados y, en vista de que la formación de magnetita es una característica del

proceso de serpentinización, el objetivo de esos análisis es mostrar la diferencia en la composición de

óxidos primarios con respecto a los secundarios, producidos durante la serpentinización.

La serpentina proviene básicamente del olivino y su formación se explica a partir de la introducción de

agua en el sistema de la siguiente forma (Evans, 2010):

MgFe-olivino + H2O = MgFe-serpentina + MgFe-brucita+ Magnetita + H2 (9)

Los piroxenos, por su parte, pueden formar dos productos de alteración: del ortopiroxeno se formará

serpentina la cual, a diferencia de la formada a expensas del olivino, desarrollará menos magnetita

formando un seudomorfo o bastita. Del clinopiroxeno, normalmente augita, durante el proceso de

metamorfismo formará uralita por el intercrecimiento de anfíboles (tremolita y actinolita).

Figura 21. Distribución de Fe-Cr-Mg (a) y Fe-Cr-Al (b) en minerales opacos de peridotitas, piroxenitas y gabros de la sierra El Cañón. Es notable el enriquecimiento en Cr de las rocas ultramáficas comparado con el enriquecimiento en Mg y Al. Los gabros muestran enriquecimiento en Mg-Al por la formación de espinelas.

a b

c

44

Del análisis de óxidos en el MEB se observa que, de todos los minerales analizados, el elemento

predominante es el Fe (69.13% en promedio), del cual el 39.33% está en óxidos primarios de peridotitas.

La magnetita secundaria formada a expensas del Fe del olivino es fácilmente distinguible porque forma

vetillas y no se observaron óxidos secundarios en gabros por lo que es de esperar que la susceptibilidad

magnética sea notablemente menor en las rocas máficas.

En los diagramas de la Figura 21 (a, b) se observa que los óxidos primarios en las peridotitas, más que en

las piroxenitas, se enriquecen en Cr y, en menor medida, en Mg y Al (Figura 21 a y b). En contraste, los

gabros muestran una tendencia a enriquecerse en Mg y Al indicando la formación de espinela en esas

rocas máficas (Figura 21 a-c).

Los óxidos secundarios producidos por serpentinización prácticamente son sólo de magnetita y se

concentran cerca del vértice del Fe (Figura 21).

45

Capítulo 6. Geología estructural

El análisis estructural del área de estudio se sintetiza en la Figura 22. En ella se muestra que la tendencia

de las estructuras hacia el W-NW definidas por los lineamientos (Figura 22b) y la foliación metamórfica

(Figura 22c) de la sierra El Cañón es consistente con la de la sierra El Arco documentada por Caballero-

Ramírez (2014), quien muestra que los lineamientos tienen una tendencia 250-300° en la sierra y las

foliaciones en las zonas de la mina La Otilia-El Rebaje y Pozo Alemán promedian 287/75° y 314/73°,

respectivamente (Figura 22d). La interpretación de lineamientos en este estudio muestra una tendencia

dominante hacia 310°, seguida por rasgos orientados 275°, 5° y un conjunto orientado entre 45° y 70°

(Figura 22b). Con respecto a las foliaciones de la sierra El Cañón, nombrada Cananea por Caballero-

Ramírez (2014), dicho autor obtiene un promedio de 285/76 para el extremo norte dominado por diorita

y gabro y de 312/80 para la cima de la sierra formada por gabro-piroxenita-serpentinita (Figura 22d). Las

mediciones de nuestro estudio se concentraron en la parte media y sur de la sierra El Cañón las cuales,

en el diagrama de rosa de la Figura 22e muestra un paralelismo notable con respecto a los lineamientos

de la Figura 5b, de donde se infiere que los rasgos dominantes hacia el WNW son una expresión de la

foliación por deformación, mientras que las cizallas definidas por lineaciones orientadas

aproximadamente hacia 70° y 100° (Figura 22f) con inclinaciones principalmente menores de 40° que se

asociarían con desplazamientos oblicuos y horizontales. El estereograma de foliaciones del centro y sur

de la sierra El Cañón (Figura 22c) tiene una orientación promedio 296/81 con dispersión de los datos que

buzan hacia el SW, y una consistente concentración de la foliación que buza hacia el NE. La información

estructural y litológica se sintetiza en la sección de la Figura 22g. La sección geológica muestra el arreglo

subvertical de los contactos entre las rocas dioríticas y gabróicas con las RUM los cuales, salvo las de la

porción norte que se interpreta que se asocian con un emplazamiento por empuje o un efecto de

compresión, tienen un arreglo seudoestratificado. La interpretación del efecto de empuje coincide con

las soluciones cinemáticas que obtuvo Caballero-Ramírez (2014) en la parte norte de la sierra. Las

lineaciones de la Figura 22f sugieren que la zona estuvo sujeta a efectos de transpresión orientada E-W.

Debe destacarse del mapa de la Figura 22a, la presencia de los cuerpos con aspecto de diques orientados

NNE en el cuerpo de gabro del extremo sur, los cuales son paralelos a los lineamientos N-S (Figura 22b) y

que deben asociarse al campo de esfuerzos durante la etapa de emplazamiento magmático que se

discute al final de este trabajo.

46

Figura 22. Síntesis estructural de la sierra El Cañón. a) Mapa geológico de la sierra El Cañón, donde se destaca los lineamientos interpretados por imágenes de satélite. b) Diagrama de rosas de los lineamientos interpretados en (a), donde se destaca que la mayor población está entre 305° y 310°. c) Estereograma de Schmidt de las foliaciones medidas en la parte centro y sur del área de estudio, la actitud promedio es de 296/81. d) Estereograma de Schmidt para la zona norte de la sierra El Cañón

b

e

f

c

a

g

Lineamiento

n=44

n=32

d

n=62

47

Capítulo 7. Magnetometría

En este capítulo se presentan los resultados del análisis de datos magnéticos aéreos, terrestres y de

susceptibilidad magnética, con el objeto de dilucidar alineamientos magnéticos producidos por

contactos litológicos y/o fallas y, mediante modelado, estimar la profundidad y geometría de las fuentes

magnéticas.

7.1 Aeromagnetometría

En la Figura 23 se muestra el mapa aeromagnético regional compilado del área de estudio. Sobresale

una intensa anomalía dipolar alargada al NW del distrito minero El Arco-Calmallí, junto al rancho El

Cañón. La anomalía tiene una amplitud relativa de aproximadamente 3,600 nT, un rumbo preferente NW

y aproximadamente 11 km de largo. En la Figura 23, el alto magnético de la anomalía en su porción SE

está cubierto por derrames de lavas basálticas miocénicas de la mesa Calmallí (mCal), que cubre

parcialmente a rocas máficas (gabros) y rocas ultramáficas serpentinizadas. La misma anomalía, hacia el

NW también está cubierta por otros derrames basálticos miocénicos que forman la mesa El Cañón.

7.2 Análisis de lineamientos aeromagnéticos

Para obtener un mapa de lineamientos aeromagnéticos, primero se transformó el mapa de anomalías

magnéticas de la Figura 23 a un mapa de anomalías pseudogravimétricas (Figura 24), considerando la

magnetización inducida con los siguientes valores de los elementos del campo geomagnético

correspondiente a la fecha del vuelo: intensidad total (H) igual a 45,790 nT, declinación (D) de 11°34’ e

inclinación (I) de 54°26’. Además, se asume una proporción 1 a 1 entre magnetización (M) y densidad (ρ),

de manera que el origen de las anomalías pseudogravimetricas se atribuye a fuentes gravimétricas con

volumen equivalente al volumen de susceptibilidad magnética de las fuentes magnéticas. Del mapa de

anomalías pseudogravimertricas se observa una anomalía positiva con valores entre 2 y 26 pseudo-mGal

en la sierra El Cañón, de forma elipsoidal con su eje principal con orientación NW-SE y una longitud

aproximada de 5.5 km. Sus valores máximos (20 a 26 pseudo-mGal) coinciden con los afloramientos de

las rocas ultramáficas serpentinizadas (Jps).

48

Después de la transformación de anomalías, se estimó el gradiente horizontal de las anomalías

pseudogravimetricas, que se muestra en la Figura 25. Se observa que los isocontornos de gradiente

horizontal sobre la Sierra El Cañón tienen una forma ovalada con su eje principal hacia el NW-SE.

En el extremo NW, los contornos definen dos crestas separadas por una depresión definida por el

contorno de 5.5 nT correlacionable con la extensión del cuerpo de Jpx y Jgb por debajo de la mesa El

Cañón cuyo contenido de magnetita es considerablemente menor. En el área de estudio los valores

máximos también se correlacionan con ese contacto e incluso parecen formar un dipolo de gradiente

horizontal.

Por último, a partir del mapa de gradiente horizontal se obtuvo un mapa de máximos de gradiente

horizontal que se muestra en la Figura 26. Se observa una tendencia lineal NW-SE de los máximos, con

una longitud y anchura aproximadas de 4.7 km y 1 km, respectivamente. Se extiende desde la meseta

basáltica miocénica del NW del área de estudio (MCa), hasta las dos mesetas basálticas miocénicas del

SE (mCal) del área. En la zona de estudio se interpretan contactos litológicos a partir de los máximos de

gradiente horizontal: a) los contornos paralelos en el NE y en SW que definen el cuerpo principal

ultramáfico, que en el NE está en contacto principalmente con dioritas (Jdr) y que en el SW con tres

cuerpos de gabro (Jgb); b) en el interior de la anomalía principal, el contacto entre piroxenitas (Jpx) y

gabros (Jgb). En el arroyo El Cañón, aproximadamente en la parte central de la anomalía, los máximos

delimitan las rocas ultramáficas serpentinizadas con el arroyo, el cual posiblemente tiene un origen

estructural. El límite SE de la anomalía está cubierta por la lavas de la mesa Calmallí y podría representar

un contacto estructural entre las rocas ultramáficas y la secuencia volcánica y volcaniclástica

metamorfizada Jmv-Jms) que domina la sierra El Arco.

49

Figura 23. Mapa aeromagnético y geología de la región El Arco-Calmallí. El recuadro negro delimita el área de estudio. Las estaciones magnetométricas representan los levantamientos magnéticos terrestres, de los cuales se derivan las secciones de las figuras 6.4 y 6.5. La sección 1 cruza por el centro del área de estudio y la sección 2 por el arroyo El Cañón. Se puede observar que el cero magnético se encuentra aproximadamente en el contacto de las rocas ultramáficas y las rocas máficas. Dentro de las peridotitas serpentinizadas se encuentra el alto magnético (2400 nT). Al SE del área de estudio, en las dos mesetas basálticas se observa que la anomalía tiene una bifurcación y tiene más de 2200 nT. Poblados y ranchos: SM, San Marcos; LP, Las Palomas; rCa, rancho El Cañón; Cal, Calmallí; PA, Pozo Alemán. Sierras y mesetas: sEV, sierra El Veteado; mCa, mesa El Cañón; sEC, sierra El Cañón; aCa, arrollo El Cañón; mCal, mesa Calmallí; sEA, sierra El Arco. Catas mineras: Can, Cananea; ER, El Rebaje; Otl, Otilia; ECn, El Carmen.

50

Figura 24. Mapa pseudogravimetrico y litología de la región El Arco-Calmallí. El recuadro negro delimita el área de estudio. Los valores máximos de la anomalía (más de 20 mGales), de forma elipsoidal, coinciden con las rocas ultramáficas. Poblados y ranchos: SM, San Marcos; LP, Las Palomas; rCa, rancho El Cañón; Cal, Calmallí; PA, Pozo Alemán. Sierras y mesetas: sEV, sierra El Veteado; mCa, mesa El Cañón; sEC, sierra El Cañón; aCa, arrollo El Cañón; mCal, mesa Calmallí; sEA, sierra El Arco. Catas mineras: Can, Cananea; ER, El Rebaje; Otl, Otilia; ECn, El Carmen.

51

Figura 25. Mapa de gradiente horizontal de anomalías pseudogravimétricas y litología de la región El Arco-Calmallí. El recuadro negro delimita el área de estudio. Poblados y ranchos: SM, San Marcos; LP, Las Palomas; rCa, rancho El Cañón; Cal, Calmallí; PA, Pozo Alemán. Sierras y mesetas: sEV, sierra El Veteado; mCa, mesa El Cañón; sEC, sierra El Cañón; aCa, arrollo El Cañón; mCal, mesa Calmallí; sEA, sierra El Arco. Catas mineras: Can, Cananea; ER, El Rebaje; Otl, Otilia; ECn, El Carmen.

52

Figura 26. Mapa de máximos de gradiente horizontal de anomalías psedogravimétricas sobrepuestos al mapa litológico indicando con el recuadro el área de estudio. Cada punto representa un valor máximo de gradiente los cuales definen alineaciones o contornos de máximos de gradiente horizontal. Se observa que las rocas ultramáficas están delimitadas por máximos que se desarrollan principalmente cerca de los contactos con las rocas máficas. En el SE de la sierra EC el contacto con las rocas metavolcánicas se define por un alineamiento de valores máximos que se infiere que está asociado a un contacto por falla inversa. Poblados y ranchos: SM, San Marcos; LP, Las Palomas; rCa, rancho El Cañón; Cal, Calmallí; PA, Pozo Alemán. Sierras y mesetas: sEV, sierra El Veteado; mCa, mesa El Cañón; sEC, sierra El Cañón; aCa, arrollo El Cañón; mCal, mesa Calmallí; sEA, sierra El Arco. Catas mineras: Can, Cananea; ER, El Rebaje; Otl, Otilia; ECn, El Carmen.

53

7.3 Deconvolución de Euler

En la Figura 27 se grafica la anomalía aeromagnética con la traza de tres perfiles que cruzan

perpendicularmente al rumbo de la anomalía aeromagnética alargada relacionada con las rocas máficas

y ultramáficas, a los cuales se les aplicó la Deconvolución de Euler (DE) para ubicar las fuentes

magnéticas y estimar su profundidad.

En la Figura 28 (a-c) se muestran los resultados de la DE aplicada a la derivada vertical de los datos de

intensidad total reducidos al polo de cada perfil utilizando los índices estructurales de la Tabla 1 que se

refiere a distintas geometrías. El grupo de índices estructurales (N) más profundo de soluciones de la DE,

correspondiente a estructuras volumétricas tipo esfera (N=3) en la sección 1 (Figura 28a) se encuentra a

1.9 km aproximadamente, en la sección 2 (Figura 28b) a 2 km y, en la sección 3, (Figura 28c) está entre

1.8 y 1.9 km. Tanto las distancias como las profundidades de las soluciones obtenidas sirvieron para el

modelado bidimensional de los tres perfiles magnéticos.

7.4 Susceptibilidad magnética

Se tomaron mediciones de susceptibilidad magnética a lo largo de dos secciones geológico-

magnetométricas en 35 sitios o estaciones, tomándose 10 o más mediciones por cada estación. En la

Tabla 6 se muestran los valores de susceptibilidad magnética promedio de cada uno de los sitios

medidos expresados en el sistema cgs. Así mismo, en la Tabla 7 se muestra el valor promedio obtenido

para cada tipo de roca. Se obtiene que el valor promedio de las Jps es de 3.6 x 10-6 y pueden tener

valores individuales de hasta 5.6 x 10-6, representando el 71% de la susceptibilidad magnética de la zona,

y que contrasta fuertemente con respecto a la piroxenitas y las rocas máficas. Por ejemplo, en las rocas

gabróicas y piroxeníticas, donde la alteración no produce minerales magnéticos, la susceptibilidad es

muy baja.

54

San Marcos

El Cañoncito

Las Palomas

El Cañón

PozoAlemán

nT

Figura 27. Mapa aeromagnético regional de la sierra El Arco. Se indican los perfiles (puntos color rojo) que

se utilizaron para realizar la DE y el modelado bidimensional.

55

a

b

c

Figura 28. Resultados de la Deconvolución de Euler (DE). ( a ) Sección 1, (b) sección 2, (c) sección 3. Arriba: línea negra son datos de intensidad total, roja discontinua, datos reducidos al polo. Centro: líneas negra, gradiente horizontal, discontinua roja gradiente vertical. Abajo: soluciones obtenidas a partir del gradiente vertical. Para su ubicación ver la Figura 27. Los valores de los símbolos representan el índice estructural N (Tabla 1).

+ = 1; escalón grueso-cilindro

vertical

X = 2; cilindro vertical

□ = 3; esfera dipolo

* = 2.5; cilindro horizontal

^ = 1.5; cilindro vertical-escalón grueso

56

Tabla 6. Susceptibilidad magnética de rocas del área de estudio.

Muestra Long. E (m) Lat. N (m) k (x10ˉ⁶ cgs) Minerales opacos (%)

Tipo de roca

8 II 15 256787 3110661 0.01 0 Jgb

9 II 15 256816 3110660 0 0 Jgb

11 II 15 257097 3110655 0 0 Jgb

3 III 15 256935 3110502 0.01 0 Jgb

6 III 15 257673 3111168 0.03 0 Jgb

1 II 15 256783 3111636 4.9 23.13 Jps

2 II 15 256843 3111648 4.8 18.77 Jps

3 II 15 256923 3111668 2.6 25.1 Jps

4 II 15 256927 3111267 4.5 17.68 Jps

5 II 15 256954 3111584 2.9 11.73 Jps

6 II 15 256801 3110956 3.1 15.36 Jps

10 II 15 256916 3110687 4.74 26.28 Jps

12 II 15 257216 3110615 2.3 17.8 Jps

13 II 15 257350 3110612 3.4 21.97 Jps

14 II 15 257450 3110791 2.4 20.82 Jps

15 II 15 257207 3111294 3.9 28.26 Jps

16 II 15 257093 3111633 2.2 15.33 Jps

17 II 15 257093 3111633 4.5 23.57 Jps

18 II 15 257426 3111704 4.2 27.31 Jps

19 II 15 257680 3111636 4.4 28.09 Jps

20 II 15 257682 3111498 2.6 33.38 Jps

21 II 15 257613 3111474 3.4 23.66 Jps

22 II 15b 257314 3111483 2.7 25.88 Jps

1 III 15 256921 3112033 1.2 11.01 Jps

2 III 15 256864 3110514 1.15 25.87 Jps

4 III 15 257572 3110974 1.9 7.11 Jps

7 III 15 257946 3111540 4.1 20.2 Jps

5 III 15 257640 3111097 1.5 3.18 Jpx

8 III 15 257932 3111864 1.7 9.91 Jpx

9 III 15 257827 3111939 0.01 0 Jpx

10 III 15 257737 3112407 0.57 0 Jpx

12 III 15 256662 3112990 0.1 4.68 Jpx

13 III 15 256769 3113290 0.03 0 Jpx

22 II 15a 257314 3111483 0.3 0 Mbs

11 III 15 256027 3112443 0.92 0 Mbs

Abreviaturas: Jps= peridotitas serpentinizadas; Jpx= piroxenitas; Jgb=gabros; Mbs= basaltos; k= susceptibilidad magnética.

57

Tabla 7. Susceptibilidad magnética promedio de unidades litológicas del área de estudio.

Tipo de roca Promedio k (x10ˉ⁶

cgs) k (%)

Ultramaficas serp. (Jps) 3.27 71.98

Piroxenitas (Jpx) 0.65 14.35

Gabros (Jgb) 0.01 0.22

Basaltos (Mbs) 0.61 13.44

Total

4.54 Abreviaturas: k= susceptibilidad magnética.

En la Figura 29, se grafica la susceptibilidad magnética contra el porcentaje de minerales opacos,

observándose que las Jps poseen la mayor concentración de minerales opacos y los valores más altos de

susceptibilidad magnética. Esto se atribuye a la formación de magnetita secundaria durante la

serpentinización de las rocas ultramáficas ricas en olivino que claramente se muestra en los diagramas

de concentración Fe-Mg-Cr y Fe-Al-Cr de la Figura 21.

Figura 29. Susceptibilidad magnética (x 10

-6 cgs) contra porcentaje de minerales opacos de las peridotitas

serpentinizadas (Jps), piroxenitas (Jpx), máficas (Jgb) y volcánicas (Mbs). las rocas ultramáficas (Jps) poseen la mayor concentración de minerales opacos y más susceptibilidad magnética que el resto de las muestras. Esto se atribuye a la formación de magnetita secundaria durante la serpentinización de las rocas ultramáficas formadas por olivino y ortopiroxenos.

0

1

2

3

4

5

6

0 5 10 15 20 25 30 35 40

Susc

ep

tib

ilid

ad m

agn

éti

ca (

cgs)

Porcentaje de minerales opacos

Jps

Jpx

Jgb

Mbs

58

7.5 Magnetometría terrestre

Las secciones medidas de intensidad magnética total, gradiente magnético vertical y la sección geológica

del primer caminamiento se presentan en la Figura 30 (a-c), respectivamente. Aunque los datos de

intensidad total (Figura 30 a-b) no están corregidos por variación diurna, se observa que los altos

magnéticos, tanto a las alturas de medición de 2 y 3 m, como a su gradiente vertical, correlacionan con la

localización de las rocas ultramáficas y que en los lugares donde hay abundancia de rocas máficas la

intensidad del campo magnético es mucho menor, en concordancia con la intensa anomalía

aeromagnética dipolar observada sobre la sierra El Cañón (Figura 23).

a

b

c

Figura 30. Perfil magnético terrestre 1 con sección geológica. Altura de medición: (a) 2.0 m, (b) 3.0 m. (c) gradiente magnético vertical. Para su localización y leyenda ver figura 6.3. Se puede observar en las 3 figuras (a, b y c) que los picos más altos corresponden a las peridotitas serpentinizadas y los valles y mesetas a las rocas máficas y piroxenitas, confirmando lo observado en la aeromagnetometría (Figura 23).

En la sección de gradiente vertical magnético (Figura 30 c) se observa que la anomalía es más estable,

sin embargo, la anomalía presenta menos de 100 nT/m en la zona cubierta por aluvión (Qal), así como

59

con el gabro (Jgb) de la zona SW de la sección, probablemente por la suma de la susceptibilidad

magnética de la magnetita detrítica en el aluvión y los diques de Jps que se encuentran en el gabro de

esa zona. Es notable la presencia de un alto y un bajo magnético en cada contacto entre las Jps, las Jpx y

las rocas máficas (Jgb y Jdr). Sin embargo, desde la parte central hasta la NW de la sección, los cambios

son muy sutiles, debido posiblemente, a que la anomalía de las Jps llega hasta 2,500 nT/m y provoca que

con la escala graficada no sean tan evidentes los cambios en cada contacto.

a

b

c

Figura 31. Perfil magnético terrestre 2 con sección geológica. Altura de medición: (a) 1.5 m, (b) 2.0 m. (c) gradiente magnético vertical. Para su localización ver la Figura 23.

60

En la Figura 31 (a-b) se grafican los datos obtenidos en la segunda sección magnetométrica que se

localiza a lo largo del arroyo El Cañón, ratificando lo observado en el mapa de la Figura 23, donde la

intensidad de la anomalía disminuye en el contacto entre las rocas ultramáficas serpentinizadas y las

piroxenitas. En contraste, la sección del gradiente vertical de la Figura 31c muestra que a las alturas de

medición de 2 y 3 m existe una buena correlación con respecto a la litología pero, su gradiente arroja un

perfil en donde las serpentinitas tienen valores de gradiente vertical entre 0 y 10 nT/m mientras que la

zona de borde entre piroxenitas y gabro alcanza hasta 40 nT/m. Una posible explicación a este

comportamiento puede ser la existencia de una estructura de falla en la zona del arroyo.

7.6 Modelado 2D

Para distinguir la geometría de la o las fuentes magnéticas que originan la intensa anomalía dipolar del

cerro EL Cañón, se realizó el modelado directo bidimensional de los perfiles aeromagnéticos donde se

aplicó la DE.

En la Figura 32 (a-d) se presentan los modelos obtenidos con sus respectivas respuestas magnéticas. En

general, la forma del cuerpo anómalo es semejante a una cuña, con la parte más delgada hacia abajo y

con echado hacia el NE, paralelo a las foliaciones medidas en el campo. El modelo de la línea 1 (Figura

32a), tiene una forma delgada, con una anchura de 1 km y una profundidad aproximada de 1,600 m. El

modelo de la línea 2 (Figura 32b) tiene una anchura de 2 km y profundidad de 1,300 a 1,400 m,

aproximadamente. El modelo de la línea 3 (Figura 32c), donde la intensidad magnética es mayor, tiene

una anchura de 1 km y una profundidad de 2,000 a 2,100 m, aproximadamente. En la Figura 32d se

presenta un modelo geológico-geofísico del perfil 3, en donde el núcleo estaría formado por

serpentinitas y la periferia correspondería a rocas máficas (Jgb y Jdr). Es importante notar que las rocas

máficas no alteran la forma de la anomalía magnética producida por las rocas ultramáficas

serpentinizadas.

61

k =0.020X10-3

Jps

Jps

Rocas ultramáficas Serpentinizadas

336

168

nT

-168

km

1

2

2.7 4.7 6.7 8.7 12.710.7km

SW NE

k=0.010X10-3

Jps Rocas ultramáficas Serpentinizadas

Jps

550

275

nT

-275

1

2

4

3

km

2.7 4.7 6.7 8.7 10.7 12.7km

SW NE


k=0.0245X10-3Jps

4

3

2

1

km

-849

nT

849

1698

2.7 4.7 6.7 8.7 14.712.7 16.710.7km

SW NE


M Rocas máficas (gabros y dioritas) y piroxenitas

k=0.001X10-3k=0.001X10-3

M

M

Jps k=0.0245X10-3

1698

849

nT

-849

1

km

2

3

4

2.7 4.7 6.7 8.7 km 10.7 12.7 14.7 16.7

SW NE

Figura 32. Modelado 2D de la anomalía magnética de la sierra EC a partir de las secciones de la Figura 27. a) Modelo obtenido de la sección 1. b) Modelo obtenido de la sección 2. c y d) Modelos obtenidos de la sección 3, esta sección cruza el área de estudio, en d se modelan las rocas adyacentes (azul).

a

c

a

b

d

62

Capítulo 8. Discusión

En Baja California sólo se conocen afloramientos de roas ultramáficas en el valle de Ojos Negros, al

oriente de Ensenada (Delgado-Argote, 1986) y en la sierra El Arco (Rangin, 1978). Ambas localidades se

encuentran en el interior del Cinturón Batolítico Peninsular, alejadas de los ambientes característicos de

las ofiolitas emplazadas en zonas de frente de arco, como las de la península de Vizcaíno (Sedlock, 2003).

En la sierra El Arco, la edad más joven U-Pb en circones de rocas de asociación batolítica de la región es

de 100.2±3.0 Ma de un gabro del arroyo El Cañón (Kimbrough et al., 2015). El plutón Calmallí es el más

grande y antiguo perteneciente al Cinturón Batolítico Peninsular cercano a la sierra El Arco, del cual se

fecharon circones por U-Pb de una tonalita en 105.0±0.4 Ma (Contreras-López, 2016). En contraste con

esos intrusivos cretácicos sin deformación, la secuencia litológica prebatolítica formada por rocas

dioríticas, andesíticas, volcaniclásticas y sedimentarias de la sierra El Arco está intensamente deformada

y metamorfizada en facies de esquistos verdes en la parte central de la sierra, pero no en la zona sur del

distrito minero El Arco, donde las rocas volcánicas están prácticamente inalteradas. De acuerdo con

Valencia et al. (2006), tanto la edad de la mineralización como la de un intrusivo granodiorítico del

distrito minero de Cu-Au El Arco es de ca.164 Ma y, en vista de que las rocas máficas (RM) y RUM del

área de estudio tienen un estilo de deformación coherente con el de la sierra El Arco, se infiere que la

secuencia en su conjunto es de finales del Jurásico Medio.

En este contexto, las RM y RUM de la región pertenecen a una secuencia de arco de islas calco-alcalina

(Torres-Carrillo, 2016) a toleítica (Figura 18), cuya estratigrafía fue descrita por Caballero-Ramírez (2014).

El último autor propone que de la base a la cima, en el NW de la sierra El Arco la secuencia está

conformada por RM y RUM, intrusivos dioríticos en la parte central, derrames andesíticos con facies

brechadas y almohadilladas en lo que fue la localidad de Calmallí en el norte de la sierra, hasta lavas

dacíticas en la sierra El Veteado. En las partes norte y este de la sierra El Arco los depósitos

volcaniclásticos y calizas están intensamente deformados y metamorfizados.

Regionalmente, el análisis aeromagnético de Langenheim y Jachens (2003) muestra un contraste lineal

bien definido entre zonas ricas y pobres en magnetita del CBP. Aunque en la región de la sierra El Arco

hay discontinuidad aparente en la linealidad mencionada, no es posible identificar detalles a la escala de

dicho estudio. Con información aeromagnética del SGM, Caballero-Ramírez (2014) observó variaciones

en los valores de intensidad del campo magnético desde -400 nT hasta 2,200 nT en el norte de la sierra El

Arco. Dicha observación fue confirmada en el estudio de magnetometría terrestre (Figura 29) de este

trabajo de tesis, en donde se identifica que los altos magnéticos se encuentran básicamente sobre las

63

peridotitas serpentinizadas (Jps), lo que permite definir los contactos entre éstas y el resto de la

secuencia intrusiva. Los contornos magnéticos del norte de la sierra se orientan hacia 310°, igual que los

identificados por Avilez Serrano (2012) en franjas de por lo menos 100 km de longitud, desde Nuevo

Rosarito en el NW, hasta la sierra El Arco. Aunque los contornos de intensidad pueden tener una

desviación de hasta 30° en sentido antihorario sobre las RUM, el cuerpo definido por los máximos de

gradiente horizontal (Figura 26) conservan la tendencia estructural hacia 310° que también se ha

obtenido en trabajos anteriores (Torres-Carrillo et al., 2016 y trabajos citados). Del análisis de los

lineamientos interpretados de imágenes Landsat de Google Earth (2016) destacan las tendencias hacia

310° y 270°, mientras que las lineaciones subhorizontales en los planos de cizalla indican deformación

transpresiva en las RM y RUM por esfuerzo principal máximo en dirección E-W (Figura 22). Las

foliaciones y cizallas representadas en la Figura (Figura 22) muestran el efecto de la compresión en las

RM y RUM interpretándose que los contactos de las RM son por falla.

Es importante notar que Barthelmy (1979) interpretó pliegues en las secuencias volcánicas y

volcaniclásticas de la sierra El Arco, cuyos ejes son paralelos a las tendencias descritas y que además,

buzan hacia el SE, interpretándose que en la porción NW de la sierra, en la zona de El Cañón, se

encuentran rocas de origen más profundo.

De la sección estructural y los perfiles magnéticos, se interpreta que las RUM serpentinizadas forman

una unidad litológica definida por un cuerpo magnético cuya profundidad máxima es de 2 km, con forma

de cuña y buzando al NE, debajo del cual se sospecha que se encuentra el plutón gabróico de 100.2±3.0

Ma (Kimbrough et al., 2015), el cual es parcialmente responsable del levantamiento de la secuencia de

RM-RUM, así como del desarrollo de vetas de cuarzo y posiblemente de la magnesita en las

serpentinitas.

En la carta aeromagnética H12C82 escala 1:50,000 (SGM, 2003) se observa en el área de El Arco-Calmallí,

particularmente en la sierra El Cañón, una anomalía magnética dipolar con 4,000 nT de diferencia entre

el máximo y el mínimo. Dicha anomalía se localiza sobre afloramientos de rocas ultramáficas, gabróicas,

dioríticas y los derrames basálticos del Mioceno. La magnetometría terrestre y el mapeo geológico de

campo realizados en la zona confirman la presencia de un cuerpo anómalo en el área, pero lo restringen

a las rocas ultramáficas serpentinizadas, decreciendo la anomalía drásticamente al cruzar el contacto con

las piroxenitas o las rocas máficas. La susceptibilidad magnética medida en las RUM serpentinizadas es

mucho mayor que la medida en las rocas máficas y piroxenitas. La diferencia se debe principalmente a la

formación de magnetita secundaria durante el proceso de serpentinización de las peridotitas. La

64

magnetita secundaria se encuentra en arreglos de vetillas, que sumándose a la magnetita primaria,

aumenta considerablemente la susceptibilidad magnética de las rocas serpentinizadas.

Por medio del cálculo de los máximos de gradiente horizontal se define un cuerpo magnético, que

corresponde a las serpentinitas, de aproximadamente 9 x 2 km orientado 315° (Figura 33a) el cual, a

través del modelado 2D se observa que buza en promedio 60° hacia el NE (Figura 32). De los máximos de

gradiente horizontal y los rasgos estructurales interpretados de las imágenes satelitales, se infiere que

las metalavas del extremo suroriental del cuerpo serpentinítico están en contacto por falla inversa

orientada N-S (Figura 26).

Además de las evidencias petrográficas, se infiere a partir de la composición química que la secuencia de

RM-RUM tiene un arreglo estratificado por diferenciación en una cámara magmática. Dicha cámara, de

acuerdo con el modelo de Reid (2003) sería parte de una estructura similar a redes de diques y sills

(plexos) que caracterizan a los sistemas volcánicos centrales en arcos.

En estas estructuras se pueden desarrollar cámaras magmáticas en donde el proceso de cristalización

fraccionada de magmas basálticos puede formar capas de cumulatos o rocas formadas por la

acumulación de cristales de formación temprana, en este caso de olivino y piroxenos (Figura 33b). Si

atendemos a la densidad de los líquidos basálticos de promedio aproximado entre 2.6 y 2.7 gr/cm3 y de

los cristales de olivino y piroxenos (principalmente clinopiroxeno), cuyas densidades son mayores a 3.2

gr/cm3, se pueden visualizar cámaras magmáticas donde estén estratificados y separados los líquidos

ricos en plagioclasa-clinopiroxeno de los ricos en plagioclasa con orto y clinopiroxenos (Figura 33c).

En la Figura 33b se utiliza el modelo de cámara magmática de Reid (2003) que, además de la fase líquida

(incluyendo el de recarga), incluye una zona cuyo régimen reológico corresponde al de material pastoso

(mush) que por definición contiene entre 30 y 70% de cristales, bordeado por una zona de impregnación

o estructura en red (mesh), seguido de una zona de comportamiento rígido que corresponde a un sólido

parcialmente fundido (rigidus; Sinton et al., 1992) en el borde externo del mesh. Esta disposición de

regímenes reológicos explica la depositación de sólidos cristalinos en la base, la estratificación de

líquidos y la posibilidad de emplazar líquidos de composición ultramáfica en la cima rígida de la cámara

magmática en planos de fracturas cuyo patrón de esfuerzos es como el propuesto por Anderson (1936,

en Shaw, 1980) (Figura 33d).

65

Figura 33. Interpretación acerca de la evolución del cuerpo máfico-ultramáfico (M-UM) de la sierra El Cañón, NW de la sierra El Arco, a partir de información petrológica, estructural y magnetométrica. En a) se muestran las dimensiones en planta del cuerpo definido por los valores máximos de gradiente horizontal, así como alineaciones de valores máximos interpretados como contrastes litológicos cuyo origen puede ser estructural. b) Diagrama de cámara magmática modificada de Reid (2003) donde se indican los dominios reológicos característicos en donde puede ocurrir la estratificación de los líquidos máficos de c). En d) se muestra el campo de esfuerzos (modificado de Anderson (1936, en Shaw, 1980) asociado a las pulsaciones de la cámara magmática y el desarrollo de fracturas en la roca encajonante y mesh. En e) se muestra la posición volcada a partir de la sección estructural de la Figura 6b mostrando la secuencia intrusiva M-UM, la cual se interpreta en f), donde se integra la información estructural, de desarrollo de diques siguiendo el esquema de fisuras de d) y estratigráfica de b), respetando las dimensiones de a).

66

La textura afanítica en unos diques ultramáficos (muestra 22-II-15b en el mapa de la Figura 3.2a), o con

desarrollo de cristales de intercrecimiento de olivino en otros (muestra 4-III-15 en el mapa de la Figura

6a), se interpreta que se deben a gradientes de temperatura grandes (ΔT≈50°C; Gill, 2010), de los cuales

se formó serpentina de alta temperatura (antigorita). La presencia de antigorita en los diques

identificada por difracción de rayos x (Luis Delgado, comunicación personal, octubre de 2016) contrasta

con la lizardita dominante en las RUM serpentinizadas encajonantes en donde se desarrollan texturas

características de reloj de arena. La lizardita, de acuerdo con Evans (2010), indica ambientes de baja

temperatura (50–300 °C), donde el olivino es consumido por reacción con H2O pero su Mg# se mantiene

sin cambio. Los productos de esta reacción, según el mismo autor son lizardita, magnetita, hidrógeno

(±brucita). Como se muestra en la Figura 33e-f, si la estratificación en la cámara fuera horizontal, la

secuencia intrusiva jurásica estaría volcada más de 90° hacia el SW (Figura 33d), según se infiere a partir

de una estratificación composicional en donde las rocas máficas ricas en ortopiroxeno (δliq≈2.68) estarían

en la parte inferior de la cámara y las rocas máficas de clinopiroxeno (δliq≈2.64) ocuparían la parte

superior. La volcadura del cuerpo intrusivo debió producirse durante la deformación regional asociada

con la acreción tectónica de las secuencia volcánica-volcaniclástica del Jurásico Tardío-Cretácico

Temprano con el margen de Norteamérica antes del magmatismo cretácico (~130 Ma) del Cinturón

Batolítico Peninsular (Torres-Carrillo et al., 2016).

El ambiente tectónico en el que tales cámaras magmáticas debieron desarrollarse se ha documentado

sísmicamente en el arco intra-oceánico Izu-Bonin (Kodaira et al., 2007). De dicho arco se obtuvieron

imágenes sísmicas de velocidad de estructura y se correlacionó con datos experimentales que indican

que las velocidades (Vp) dependen principalmente del contenido de MgO y de SiO2. Con base en el

modelo de arco mencionado, se propone que el ambiente tectónico jurásico pre-Alisitos se encontraba

bajo condiciones de convergencia oblicua (Torres-Carrillo et al., 2016) que favorecieron el desarrollo de

fallas transcurrentes en el interior del arco y la formación, por ruptura, de cuencas intra-arco.

De forma similar al arco Izu-Bonin, el espesor de la corteza debió tener discontinuidades que ubicaban la

frontera entre las capas de los plutones máficos y la de cumulatos máfico-ultramáficos a profundidades

menores a los 15 km, por lo que los fenómenos de ruptura y descompresión promovieron la

consecuente fusión del manto. La exposición de la secuencia de RM-RUM en esta zona en particular

debe asociarse al efecto de empuje de los plutones cretácicos, aunque aún falta prospectar la proyección

del cuerpo magnético hacia el NW de la sierra El Cañón.

67

Capítulo 9. Conclusiones

1. Las secuencia de rocas máficas y ultramáficas de la sierra El Cañón, en el NW de la sierra El Arco

pertenecen a una secuencia de arco de islas jurásica que en la península de Vizcaíno es calco-

alcalina y en la sierra El Arco es toleítica. En la sierra El Arco está intrusionada por gabros

cretácicos del Cinturón Batolítico Peninsular.

2. De las evidencias petrológicas se infiere que la secuencia de RM-RUM tiene un arreglo

estratificado por diferenciación magmática

3. Del análisis aeromagnético se identifica un dipolo magnético en la región donde afloran rocas

máficas y ultramáficas serpentinizadas. Los contornos de intensidad magnética del norte de la

sierra se orientan hacia 310°, paralelos a la tendencia estructural regional obtenida del análisis

de lineamientos.

4. El análisis de lineaciones subhorizontales en los planos de cizalla indican deformación

transpresiva en las RM y RUM por esfuerzo principal máximo en dirección E-W y se interpreta

que los contactos de las RM son principalmente por falla.

5. De la sección estructural y los perfiles magnéticos se interpreta que las RUM serpentinizadas

forman una unidad litológica definida por un cuerpo magnético cuya profundidad máxima es de

2 km, debajo del cual se sospecha que se encuentra el plutón gabróico cretácico.

6. Por medio del cálculo de los máximos de gradiente horizontal se define un cuerpo magnético de

aproximadamente 9 x 2 km orientado 315°, que corresponde a las serpentinitas en forma de

cuña, el cual buza en promedio 60° hacia el NE.

7. A partir de las dimensiones definidas por los valores máximos de gradiente magnético horizontal,

de la estratificación original en la cámara magmática se interpreta que la secuencia intrusiva

jurásica se volcó más de 90° hacia el SW durante la deformación regional antes del magmatismo

cretácico (~130 Ma) del Cinturón Batolítico Peninsular.

68

Literatura citada

Avilez Serrano, P., (2012). Petrología y ambientes de emplazamiento de los plutones de la zona centro-meridional del Cinturón Batolítico Peninsular, Baja California, México. Tesis de Maestría en Ciencias, Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada, 169 p.

Baker, A. J., (1998). Introduction to metamorphic textures and microstructures, 2th ed, 265, Stanley Thornes (publisher) LTD.

Barthelmy, D. A., (1979). Regional geology of the El Arco porphyry copper deposit, Baja California. Baja California Geology, field guides and papers, Geological Society of America, 127-136.

Blakely, R. J., (1995). Potential Theory in Gravity and Magnetic Applications Cambridge Univ. Press, Cambridge.

Blakely, R. J. and Simpson, R. W., (1986). Approximating edges of source bodies from magnetic or gravity anomalies. Geophysics, 51(7), 1494-1498.

Caballero Ramírez, V. H., (2014). Relaciones petrológicas y estructurales de las secuencias volcano-plutónicas del Jurásico tardío-Cretácico temprano en el área de Calmallí-Las Palomas, Baja California, México. Tesis de Maestría en Ciencias. Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada 88 p.

Contreras Lopez, M., (2016). Petrología, geoquímica y relaciones estructurales del plutón Calmallí, al sur del Cinturón Batolítico Peninsular, Baja California, México. Tesis de Maestría en Ciencias. Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada. 121 p.

Cooper, G. R. J., (2008). Euler deconvolution with improved accuracy and multiple different structural indices. Journal of China University of Geosciences 19(1), 72–76.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J., (1974). The interpretation of igneous Rocks Chapman & Hall Ed, 450.

Darton, N.H., (1921). Geologic reconnaissance in Baja California. The Journal of Geology, 29(8), 720-748

Delgado Argote, L. A., (1986). Síntesis geológica de áreas máficas y ultramáficas de México y su potencial económico. Boletín Mineralógico, 2(1), 21-40.

Delgado Argote L. A., Avilez Serrano, P., Torres Carrillo, X. G., Peña Alonso, T. A., y Weber B., (2011) Contexto tectónico y rasgos petrológicos de los complejos plutónicos de margen SW del cinturón batolítico peninsular, Baja California, México. En I Congreso Venezolano de Geociencias Hacia una Mayor "Geo-Simbiosis" Del 05 al 08 de diciembre. Caracas, Venezuela. Sociedad Venezolana de Geólogos.

Delgado-Argote, L. A., Avilez Serrano, P., Torres Carrillo, X. G., Peña Alonso, T. A. and Weber B., (2012) Petrologic features and tectonic context of discrete plutons in the southwestern margin of the peninsular ranges batholith, Mexico. En 2012 GSA Cordilleran Section Meeting Del 29 al 31 de marzo. Juriquilla, Querétaro, México. 44, 74. Geological Society of America.

Durrheim, R. J. and Cooper, G. R. J., (1998). Euldep: A program for the Euler deconvolution of magnetic and gravity data. Computers and Geosciences, 24(6), 545-550.

69

Evans, B. W., (2010). Lizardite versus antigorite serpentinite: Magnetite, hydrogen, and life (?). Geology, 38(10), 879–882; doi: 10.1130/G31158.1.

Farías, R. y Peña, J. L., (1976). Exploración geofísica en el Distrito Arco-Calmallí, Municipio de Ensenada, B.C., Industrial Minera México, S.A., Sección Geofísica, Asociación de Ingenieros de Minas, Geólogos y Metalurgistas de México, Memorias, 471-501.

García Abdeslem, J., (2014). On the significance of magnetic anomalies from the Baja California Peninsula: its relationship with IOCG deposits and the deep crustal magnetic layer. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 31(2), 270-279.

Gastil, R. G., (1983). Mesozoic and Cenozoic granitic rocks of Southern California and Western Mexico. En: Roddick, J.A. (editor), Circumpacific plutonic terranes. Geological Society of America, Memoir 159, 265-275.

Gastil, R. G., (1993). Prebatholithic history of peninsular California. In: Gastil, R. G. and Miller, R. H. (eds). The prebatholithic stratigraphy of peninsular California: Boulder Colorado, Geological Society of America Special Paper, 279, 145-156.

Gastil, R. G., and Miller, R. H., (1983). Prebatholithic paleogeography of peninsular California and adjacent Mexico; en Grizzel, V.A., ed., Geology of the Baja California peninsula. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Pacific Section, 9-16.

Gastil, R. G., Diamond, J. L., Knaack, D., Walawender, M. J., Marshall, M., Boyles, C., Chadwick, B., Erskin, B., Davis, T., and Smith, B. (1990). The problem of the magnetite-ilmenite boundary in southern and Baja California. In Anderson, J. L. (Ed.). The Nature and Origin of Cordilleran Magmatism: Geological Society of America Memoir, 174, 19–32.

Gastil, R. G., Phillips, R. P. and Allison, G. C., (1975). Reconnaissance Geology of the State of Baja California. Geological Society of America Memoir, 170.

Gill, R., (2010). Igneous rocks and processes: a practical guide (pp.428). Wiley-Blackwell.

Google Earth (2016). Recuperado de: https://www.google.es/intl/es/earth/index.html

Grauch, V. J. S. and Cordell, L., (1987). Limitations of determining density or magnetic boundaries from the horizontal gradient of gravity or pseudogravity data. Geophysics, 52(1), 118-121.

Igpet (2012). Manual Igpet para Windows. Terra Softa Inc. 43 p. Recuperado de: http://home.comcast.net/~carrvolcano/site/?/page/Igpet_for_Windows_and_M.

Kimbrough, D. L., Grove, M. and Morton, D. M., (2015). Timing and significance of gabbro emplacement within two distinct plutonic domains of the Peninsular Ranges batholith, southern and Baja California. Geological Society of America Bulletin, 127, 19-37.

Kimbrough, D. L., Smith, D. P., Mahoney, J. B., Moore, T. E., Gastil, R. G., Ortega Rivera, A., and Fanning, C. M., (2001). Forearc basin sedimentary response to rapid Late Cretaceous batholith emplacement in the Peninsular Ranges of southern and Baja California. Geology, 29, 491–494.

Kodolanyi, J., Pettke, T., Spandler, C., Kamber, B. S., and Gmeling, K., (2011). Geochemistry of ocean floor and fore-arc serpentinities: Constrains on the ultramafic input to subduction zones. Journal of Petrology, 53, 235-270.

Kodaira, S., Sato, T., Takahashi, N., Miura, S., Tamura, Y., Tatsumi, Y. and Kaneda, Y., (2007). New

https://www.google.es/intl/es/earth/index.html

http://home.comcast.net/~carrvolcano/site/?/page/Igpet_for_Windows_and_M

70

seismological constrains on growth of continental crust in the Izu-Bonin intra-oceanic arc. The Geological Society of America, 35(11), 1031–1034; doi: 10.1130/G23901A.1

Langenheim, V. E., and Jachens, R. C., (2003). Crustal structure of the Peninsular Ranges batholith from magnetic data: Implications for Gulf of California rifting. Geophysical Research Letters, 30(11).

Langenheim, V. E., Jachens, R. C. and Aiken, C., (2014). Geophysical framework of the Peninsular Ranges batholith- Implications for tectonic evolution and neotectonics, in Morton, D.M., and Miller, F.K., eds., Peninsular Ranges batholith, Baja California and Southern California: Geological Society of America Memoir 211, 1-20, doi: 10.1130/2014.1211(01).

López Vergara, M. I., (1971). Manual de fotogeología. 1 ed. (pp 197). Servicio de publicaciones de la Junta de Energía Nuclear.

Muchez, P., Lens, S., Degryse, P., Callebaut, K., Dederen, M., Hertogen, J., Waelkens, M., (2008). Petrography, mineralogy and geochemistry of the rocks in the area of the archaeological site of Sagalassos. Sagalassos VI. Geo-and Bioarchaeology at Sagalassos and in Its Territory. Leuven University Press, Leuven, 25-52.

Ojeda García, A., Delgado Argote, L. A., Espinosa Cardeña, J. M., Contreras López, M., (2015). Análisis geológico y magnetométrico de la serie máfico-ultramáfica de la sierra El Arco, Estado de Baja California, GEOS 2015.

Osoria, A., (1971) Geología del distrito cupro-aurifero de Calmallí, municipio de Ensenada, Baja California. Memoria de IX convención A.I.M.M.G.M. 449-455

Peña Alonso, T. A., Delgado Argote, L. A., y Molina Garza, R. S., (2015). Early Cretaceous prebatholith dextral-transpression in the central Baja California peninsula: The record of the La Unión complex, Baja California, Mexico. International Geology Review, 57(1), 28–54.

Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976). Geochemistry of Eocene calc - alkaline volcanic rocks from the Kastamonou area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58, 63–81.

Radelli, L., (1989) The ophiolites of Calmalli and the Olvidada nappe of northern Baja California and west-central Sonora, Mexico, en P.L. Abbott, editor, Geologic Studies in Baja California, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, 79-85.

Rangin, C., (1978). Speculative model of Mesozoic geodynamics, central Baja California to northeastern Sonora (Mexico). En: Howell, D.G. y McDougall, K.A., Editors, Mesozoic paleogeography of the western United States: Pacific Coast Paleogeography Symposium 2, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Pacific Section, 85-106.

Reid, M. R., (2013). Timescales of Magma Transfer and Storage in the Crust. In Treatise on Geochemistry: Second Edition, 4, 181-201. Elsevier Inc. DOI: 10.1016/B978-0-08-095975-7.00305-3

Schmidt, K. L., Wetmore, P. H., Alsleben H., and Paterson, S. R., (2014). Mesozoic tectonic evolution of the southern Peninsular Ranges batholith, Baja California, Mexico: Long-lived history of a collisional segment in the Mesozoic Cordilleran arc. Geological Society of America Memoirs, 211, 645-668.

Schmidt, K. L., Wetmore, P. H., Johnson, S. E. and Paterson, S.R., (2002). Controls on orogenesis along an ocean-continent margin transition in the Jura-Cretaceos Peninsular Ranges batholiths. Geological Society of America Special Paper, 365, 49-71. pp.

http://dx.doi.org/10.1016/B978-0-08-095975-7.00305-3

71

Sedlock, R. L., (2003). Four phases of Mesozoic deformation in the Sierra San Andres ophiolite, Vizcaíno Peninsula, west-central Baja California, México: in Johnson, S.E., Paterson, S.R., Fletcher, J., Girty, G.H., Kimbrough, D.L., Martin-Barajas, A. (eds.), Tectonic evolution of northwestern Mexico and the southwestern USA. Geological Society of America Special Paper, 374, 73-92.

Servicio Geológico Mexicano, (2003). Carta Magnética de Campo Total El Arco H12-C82, Baja California. Escala 1:50,000. Recuperado de: www.mapserver.sgm.gob.mx/cartas_impresas/productos/cartas/cartas50/geofisica50/pdf/141_H12-C82_GF.pdf.

Servicio Geológico Mexicano, (2003). Carta Geológica-Minera El Arco H12-C82, Baja California. Escala 1:50,000. Recuperado de: www.mapserver.sgm.gob.mx/cartas_impresas/productos/cartas/cartas50/geologia50/pdf/141_H12-C82_GM.pdf.

Shaw, H. R., (1980). The fracture mechanisms of magma transport from the mantle to the surface. In: Hargraves, R. B. (ed.) Physics of magmatic processes. Princeton NJ: Princeton University Press, 201 –264.

Silva, R. J., (1983). Resultados de la exploración geoquímica en El Arco. B. C. N. distrito minero Arco-Calmallí. Reporte interno, Industrial Minera México.

Silver, L. T., Taylor, H. P. and Chapell, B., (1979). Some petrological, geochemical and geochronological observations of the Peninsular Ranges batholith near the international border of the U.S.A. and Mexico, in, Abbott, P.L., and Todd, V.R., eds. Geological Society of America, Guidebook 1979, 83-110

Sinton, J., Langmuir, C. H., Bender, J. F. and Detrick, R. S., (1992). What is a magma chamber? Ridge Theoretical Institute. Ridge event.

Snoke, A. W., Quick, J. E. and Bowman, H. R., (1981) Bear Mountain Igneus Complex, Klamath Mountains, California: an ultrabasic to silicic calc-alkaline suite. Journal of Petrology, 2(4), 501-552.

Snyder, G., Brandt, E. and Smith, V., (1988). Precambian petrochemistry of the northern Park Range, Colorado and its implication for studies of crustal derivation. U.S. Geological Survey Professional Paper 1343.

Streckeisen, A. L., (1976). To a each plutonic rock its proper name. Earth Science Reviews, 12, 1-33.

Talwani, M., and Heirtzler, J. R., (1964). Computation of magnetic anomalies caused by two dimensional structures of arbitrary shape. Geophysics 52(2), 232-238.

Taylor, H. P., (1967). The zoned ultramafic complexes of southeastern Alaska, en Ultramafic and related rocks. Robert E. Krieger Publishing Company ed, 97-104.

Telford, W. M., Geldart, L. P. and Sheriff, R. E., (1990) Applied Geophysics. 2th ed, 744 Cambridge University Press.

Thompson, D. T., (1982). EULDPH: A new technique for making computer-assisted depth estimates from magnetic data. Geophysics, 47(1), 31-37.

Todd, V. R., Erskin, B. G., Morton, D. M., (1988). Metamorphic and tectonic evolution of the northern Peninsular Ranges Batholith, southern California. In: Ernst, W.G. (Ed.), Metamorphism and

http://www.mapserver.sgm.gob.mx/cartas_impresas/productos/cartas/cartas50/geofisica50/pdf/141_H12-C82_GF.pdf

http://www.mapserver.sgm.gob.mx/cartas_impresas/productos/cartas/cartas50/geofisica50/pdf/141_H12-C82_GF.pdf

http://www.mapserver.sgm.gob.mx/cartas_impresas/productos/cartas/cartas50/geologia50/pdf/141_H12-C82_GM.pdf

http://www.mapserver.sgm.gob.mx/cartas_impresas/productos/cartas/cartas50/geologia50/pdf/141_H12-C82_GM.pdf

72

crustal evolution of the Western United States. Rubey, vol. VII. Prentice-Hall, Englewood Cliffs, New Jersey, 894-937.

Torres Carrillo, X. G., Delgado Argote, L. A., Böhnel, H., Molina Garza, R. S., and Weber, B. (2016). Palaeomagnetic assessment of plutons from the southern Peninsular Ranges batholith and the Jurassic Vizcaíno igneous suites, Baja California, México. International Geology Review, 58(4), 489-509.

Valencia, V. A., Barra, F., Weber, B., Ruiz, J., Gehrels, G., Chesley, J. and Lopez Martínez, M., (2006). Re-Os and U-Pb geochronology of the El Arco porphyry copper deposit, Baja California Mexico: Implications for the Jurassic tectonic setting. Journal of South American Earth Sciences, 22, 39-51.

Weber, B. and López Martínez, M., (2006). Pb, Sr, and Nd isotopic and chemical evidence for a primitive island arc emplacement of the El Arco porphyry copper deposit (Baja California, Mexico), Mineralium Deposita, 40, 707-725.

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