La muestra PER33 corresponde a una lava de composición andesítica. Las imágenes de microscopía óptica de luz transmitida y de cátodoluminiscencia (SEM-CL) muestran que los zircones tienen tamaños entre 80 y 120 µm y formas euhedrales y anhedrales, con algunos cristales fragmentados (Figura 3). La mayoría presenta zonación de núcleos y bordes que se diferencian por cambios de tonalidad debidos a variaciones composicionales. En el diagrama de concordia tipo Tera-Wasserburg se muestran los datos geocronológicos U-Pb (Figuras 4a y 4b), destacando una agrupación de los 20 análisis más concordantes (círculos y elipses de color negro en Figura 4b), que en su conjunto permiten calcular una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 120 ± 1 Ma (2s, MSWD = 2.5, n = 20), que interpretamos como la edad de cristalización de esta andesita de la Fm. Tecalitlán. Es posible destacar que hay otros zircones muy discordantes y otros algo más jóvenes (cuadrados y elipses de color gris) que interpretamos como análisis que representan tendencias de Pb común, herencia y pérdida de Pb, y por lo tanto no se tuvieron en cuenta para el cálculo de la edad de la muestra PER33. También destacamos que existe un solo zircón con una edad del Neoproterozoico de 730 ± 13 Ma (z-20; Figura 4), que quizá este asociada a un núcleo heredado, como parece apreciarse en la imagen de CL-SEM (Figura 3).

La muestra PER12 es una arenisca (arcosa lítica) de la cual se separaron y dataron 126 zircones detríticos. En las imágenes de microscopía óptica de luz transmitida y de CL-SEM (Figura 5) se observa gran variedad de zircones con tamaños entre 60 y 150 µm, y con formas principalmente euhedrales, aunque puntualmente se aprecian zircones algo redondeados, que evidenciarían cierto grado de transporte antes de su depósito.

Los datos geocronológicos de la muestra PER12 fueron graficados en el diagrama de concordia tipo Wetherill (Figura 6a), donde se aprecia que la mayoría de los 126 análisis se agrupan en el Mesozoico, con la excepción de un zircón detrítico (z-81) de edad 1340 ± 49 Ma (Figura 5). Un acercamiento a los zircones detríticos más jóvenes, representa- dos en un diagrama de concordia tipo Tera Wasserburg, nos permite observar diferentes grados de discordancia, mostrándose como elipses de color verde, los análisis más concordantes (<15% discordantes) que utilizamos para evaluar las poblaciones de zircones. Destaca la observación una agrupación muy grande de 55 análisis que forman un pico de edad muy prominente en el diagrama de probabilidad relativa (Figura 6c). La media ponderada de estos análisis arroja una edad de 80.4 ± 0.6 Ma (2s, MSWD = 5.7, n = 55). Sin embargo, el mal ajuste estadístico de esta media ponderada, representado por el elevado MSWD (5.7), hizo que evaluáramos la presencia de subgrupos de edades utilizando un algoritmo de desmezcla del software “Isoplot 3.0” (Ludwig, 2003). De esta manera, se resolvieron 3 posibles poblaciones de zircones detríticos (Figura 6c), siendo la población más joven de 77.3 ± 0.6 Ma (2s, MSWD = 0.14, n = 9) la edad de la fuente (unidad ígnea del Campaniano) de los cuales se obtuvieron estos zircones más jóvenes, y por ende representando la edad máxima de depósito de la arenisca PER12.

De la muestra de andesita PER33 se seleccionaron 15 zircones para realizar análisis de isótopos de Hf con la idea de evaluar el grado de participación de corteza antigua en la magmagénesis de esta roca volcánica. Tanto los datos de Hf como los parámetros usados para los cálculos están presentados en la Tabla 1. Los valores de épsilon Hf iniciales, recalculados a la edad de cada zircón, están en el rango entre +7.2 y +11.5, con un valor medio ponderado de 9.70 ± 0.54 (MSWSD = 6.4, n = 15). En la Figura 3 se muestran algunas ubicaciones de los análisis realizados en zircones de esta muestra de andesita. Destaca que estos valores de épsilon Hf iniciales son muy positivos y cercanos a los del manto empobrecido al momento de la cristalización de la andesita en el Cretácico Temprano (+16). Las edades modelo de Hf T_DM de un paso (“single-stage Hf model ages”) varían entre 327 y 518 Ma (media 412 Ma), mientras que las edades modelo corticales de Hf T_DM2^C o de dos pasos (“two-stage Hf model ages”), calculadas asumiendo una corteza de composición intermedia (¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.015; Griffin et al., 2002), varían desde 442 hasta 714 Ma (media 557 Ma). Ambos tipos de edades modelo sugieren que la corteza que participó en la formación de los magmas cretácicos pudiera ser relativamente joven, del Paleozoico o del Neoproterozoico muy tardío, y de carácter juvenil, distinguiéndose claramente de la corteza típica de Oaxaquia.

Las intensidades de la magnetización en rocas de la Fm. Tecalitlán son medianamente altas, con valores promedio de unos 50 a 200 mA/m. Los diagramas ortogonales de desmagnetización presentan patrones multivectoriales y solo en algunos casos univectoriales. Se identificaron tres componentes. La componente A de temperaturas de laboratorio de bloqueo bajas (0–250 °C) y bajas coercitividades (<20mT; Figura 7). En ella, la mayoría de las declinaciones son hacia el norte y las inclinaciones son positivas intermedias (30°–60°). La media de 12 sitios donde está relativamente bien definida esta componente A es de D = 7.2°, I = 39.9° (α₉₅ = 8.1°) consistente con el campo magnético reciente (I = 36°) y un origen viscoso para esta componente. La componente C se considera la magnetización característica (ChRM) y se identificó en temperaturas y coercitividades medias a altas (250–575 °C y 20–90 mT, respectivamente; Figura 7). La componente C es de polaridad dual. Se manifiesta en los sitios PER01 a 05 con una dirección in-situ al sur y suroeste e inclinaciones negativas someras (≤30°). La componente C fue identificada también a más altas temperaturas en algunos sitios (hasta 680°C), con direcciones hacia N-NW y W, e inclinaciones positivas en los sitios PER06 a PER11. La componente B fue identificada en pocos sitios y se presenta en altas temperaturas y/o coercividades (400–600 °C / 9–90mT), tiene direcciones dispersas de inclinaciones moderadas (30°–60°) a someras (≤30°).

Las componentes A y C identificadas y sus respectivos rangos de desbloqueo se indican en la Tabla 2, junto con los parámetros esta- dísticos correspondientes. Se observa que algunos sitios tienen baja dispersión interna, con valores altos de k. Pero en otros, principalmente en andesitas de grano grueso y posiblemente correspondientes a cuerpos subvolcánicos, la dispersión puede ser moderada con valores de k<20. La dispersión entre sitios es baja, si no se considera la asimetría en las polaridades reversas de los sitios al norte de la Isla Cocinas. Por las temperaturas de bloqueo <600°C y las coercitividades <100 mT se considera que la magnetización reside principalmente en magnetita. El mineral portador de la remanencia es el óxido de hierro primario más común en rocas volcánicas, por lo que la magnetización característica es interpretada como termoremanente, aun para las rocas piroclásticas. En algunas muestras en donde el decaimiento del NRM fue rápido a temperaturas más bajas se puede inferir que el portador de la magnetización es titanomagnetita.

Tabla 1
Datos isotópicos de Lu-Hf obtenidos por LA-MC-ICPMS en zircones de andesita de la Fm. Tecalitlán, Perula, Jalisco.

*Relaciones isotópicas corregidas. ** Edades ²⁰⁶Pb/²³⁸U individuales (2-sigma) en zircones. @Edades modelo Hf (T_DM) calculadas en un paso ("single-stage model ages") utilizando la relación ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf del zircón.

†Edades modelo Hf (T_DM) calculadas en dos pasos ("two-stage model ages") usando una relación ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.010 para una corteza félsica promedio (T_DM1^C, Amelin et al., 1999 ) 0.015 para una corteza intermedia promedio (T_DM2^C, Griffin et al., 2002) y 0.022 para una corteza máfica promedio (T_DM3^C, Vervoort y Patchett, 1996), respectivamente. Los parámeteros usados para los cálculos son: λ = 1.867x10^-11 años^-1; ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.0332 y 176Hf/177Hf = 0.282772 para el reservorio uniforme condrítico (CHUR) (Blichert-Toft y Albarede, 1997; Soderlund et al., 2004); ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.0384 y ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.28325 para el manto empobrecido según Griffin et al. (2000) y Nowell et al. (1998).

Andesita PER33

Figura 3
Imágenes de cátodoluminiscencia pre-ablación obtenidas mediante microscopio electrónico de barrido (CL-SEM) de algunos zircones representativos de la andesita PER33 de la Fm. Tecatitlán. Se muestra el área ablacionada de cada zircón tanto para estudios de U-Pb (círculo amarillo) como para determinaciones de Hf (círculo verde) y su correspondiente edad en millones de años y el valor épsilon Hf inicial. Se incluye imagen de CL del zircón 20 para ilustrar la posible presencia de un núcleo heredado de 730 ± 13 Ma (Neoproterozoico).

La componente C está presente en 30 sitios, pero para 5 de ellos los resultados de geocronología indican que las unidades no corresponden a la Fm. Tecalitlán. Para la arenisca PER12 se obtuvo una edad máxima de deposito estimada en 77.3 ± 0.6 Ma (Campaniano), indicando que los sitios 12, 12.1, 13, 19 y 32 de la sección muestreada son más jóvenes que los de la Fm. Tecalitlán. Para los demás sitios, al aplicar la prueba de antipodalidad de McFadden y McElhinney (1990) se obtiene un valor crítico de 14.9° y un valor observado de 14.5°; por esto su clasificación es un Rc (10°<${\gamma }_c$≤20°) usando un “k común” según McFadden y Lowes (1981). También se realizó la prueba del pliegue. Las secuencias volcánicas en ocasiones presentan retos importantes para establecer su actitud. La prueba que propone McElhinny (1964) compara los parámetros “k” de la distribución de Fisher (1953) de la media de los sitios in situ y corregidos estructuralmente, donde k1/k2 es 1.46 que es menor a 1.72 (95 %) y 2.15 (99 %) por lo que la prueba del pliegue no es concluyente para estas probabilidades. Según la prueba del pliegue de Enkin (2003), para estos sitios con las direcciones de la componente C encontradas a altas temperaturas, el resultado es que el mejor ajuste de los datos ocurre con una horizontalización (Unfolding) del 75.8% ± 46.9%, por lo que la prueba es positiva (Figura 8).

Figura 4
Diagramas de concordia tipo Tera Wasserburg y medad media ponderada con los datos U-Pb de zircones de la andesita PER33 (Fm. Tecalitlán). a) Diagrama con todos los datos obtenidos incluyendo un zircón heredado neoproterozoico. b) Acercamiento a los datos más jóvenes donde las elipses y cuadrados negros representan las edades utilizadas para calcular la edad de la muestra; las elipses y cuadrados grises son análisis descartados para este cálculo por representar diferentes grados de herencia y/o pérdida de Pb. c) Diagrama de media ponderada ²⁰⁶Pb/²³⁸U para calcular edad de cristalización.

Figura 5
Imágenes de cátodoluminiscencia pre-ablación obtenidas mediante microscopio electrónico de barrido (CL-SEM) de algunos zircones representativos de tres poblaciones de zircones detríticos presentes en la arenisca PER12. Se muestra el área ablacionada de cada zircón para estudios de U-Pb (círculo amarillo) y su correspondiente edad en millones de años. Se incluye imagen de CL del zircón 81 para ilustrar un zircón detrítico de 1340 ± 49 Ma (Mesoproterozoico).

Las direcciones normales y reversas del componente C se utilizaron para hallar la media global con dirección in situ de declinación 346.8° e inclinación de 29.0° con un k de 12.2 y un α₉₅ de 8.3° (Figura 9a). Con la corrección estructural se ve un mayor agrupamiento de los datos, la declinación es de 341.0° y la inclinación 38.9° con un k de 15.1 y un α₉₅ = 7.7°. Al aplicar la estadística de inclinación solamente (Inclination only) se obtiene una media de 39.2° de inclinación con un k de 20.7 y un α₉₅ de 5°, para los datos corregidos estructuralmente.

La presencia de polaridades normal y reversa, así como la dispersión angular (S~θ₆₃ = 20.9°), son consistentes con el muestreo de un intervalo de tiempo suficientemente largo para promediar la paleo-variación secular. Se observan diques de diferente polaridad a la roca encajonante, sugiriendo que no hay un evento regional de remagnetización afectando la secuencia.

Figura 6
Diagramas de concordia y probabilidad para zircones detríticos de la arenisca PER12 (arcosa lítica). a) Diagrama de concordia tipo Wetherill con todos los datos U-Pb de zircones incluido el del zircón 81. b) Diagrama de concordia Tera Wasssenburg mostrando los datos mas jóvenes y destacando los diferentes grados de discordancia de los zircones; elipses verdes representan análisis <15% discordantes y son los utilizados para evaluar las poblaciones de presentes en la muestra. c) Diagrama de probabilidad relativa para los zircones detríticos más concordantes de la arenisca PER12, donde se sugiere la presencia de tres poblaciones cretácicas de zircones detríticos.

Figura 7
Diagramas de Zijderveld de la zona norte del área de Bahía Chamela. Símbolos azules para la componente horizontal y verdes para la componente vertical.

Las rocas encontradas en Bahía Chamela e Isla Cocinas corresponden a flujos dacíticos-andesíticos a basálticos (en mucho menor proporción), con intercalaciones de depósitos piroclásticos que van de tobas de caída a brechas y esporádicas areniscas ricas en plagioclasa en depósitos masivos a bien estratificados. Según las descripciones de Pantoja-Alor y Estrada (1986) y Centeno-García et al. (2003) estas litologías corresponden a la Fm. Tecalitlán. Por su posición estratigráfica, la edad asumida para esta formación es de Barremiano-Aptiano (Buitrón-Sánchez y López-Tinajero, 1995). La edad U-Pb en zircones de la muestra PER33 ubica estos flujos de andesita en 120 ± 1 Ma, estableciendo una edad absoluta para la Fm. Tecalitlán correspondiente al Aptiano medio. La edad máxima de depósito de 77.3 ± 0.6 Ma, que se obtuvo para la muestra de arenisca PER12 (Campaniano), sugiere que en la zona de estudio se encuentran depósitos más jóvenes que pudieran corresponder a la Fm. Cerro de la Vieja (Grajales y Lopez, 1984), mas no a la sucesión Carmichel (Carmichael silicic ash-flow-tuff volcanic succession). Las edades K-Ar en análisis de roca total de andesitas de 80 ± 6 Ma y 78 ± 6 Ma de la Fm. Cerro de la Vieja son consistentes con la edad de los zircones detríticos presentes en la arenisca PER12.

La dirección media de la remanencia característica para los 25 sitiosobtenidos en la Fm. Tecalitlán es de D = 341.0° e I = 38.9° (Tabla 2),corregida estructuralmente. La dirección observada in-situ es diferentea la reportada para el batolito de Puerto Vallarta (D = 350.5°, I = 40.4°,α₉₅ = 6.2°; Bohnel et al., 1989; que es además de polaridad normaluniforme), lo que sugiere que no existe evidencia de remagnetizaciónregional debida a esta intrusión. La dirección del batolito de PuertoVallarta es similar a la observada in-situ en los 5 sitios de la sucesiónasignada a la Fm. Cerro de la Vieja mostrando polaridad normal uniforme (D = 347.3, I = 33.7, k = 31.4, α₉₅ = 13.9°, n = 5), aunque estadirección está pobremente definida.

La prueba de pliegue modificada que se aplicó a los datos de Bahía Chamela indica que la magnetización es anterior al plegamiento. En conjunto, estas observaciones apuntan a la interpretación de la magnetización en la Fm. Tecalitlán como primaria. Tanto la presencia de direcciones de polaridad normal y reversa, como la desviación angular estándar sugieren que el promedio comprende un tiempo suficiente para promediar la variación secular. De esta manera podemos utilizar la dirección media para evaluar desplazamientos latitudinales y rotación de bloques.

Antes de realizar una evaluación tectónica de los datos es útil discutir la confiabilidad del resultado paleomagnético de la Fm. Tecalitlán, en particular por la presencia en el área de unidades volcánicas que pudieran corresponder al evento volcánico más joven antes mencionado (Fm. Cerro de la Vieja del Campaniano). Otro punto relevante es la precisión en la actitud de las capas volcánicas, ya que no se puede descartar la presencia de echados primarios en unidades volcánicas como flujos andesíticos. La dirección esperada para el Aptiano no difiere por más de un grado de la dirección esperada para el Campaniano (que es ligeramente más alta), por la virtual posición estática del polo de referencia de Norte América (Kent e Irving, 2010). Pero el muestreo inadvertido de unidades volcánicas del Campaniano podría hacer que las direcciones observadas fueran sistemáticamente de mayor inclinación si las magnetizaciones de edad aptiana se adquirieron a una latitud menor a la del emplazamiento de unidades ca. 80 Ma. Así, la inclinación observada se puede interpretar como un valor máximo. El punto del control estructural no puede evaluarse con certeza más allá del análisis de AMS y la comparación positiva entre echados medidos y la foliación magnética, pero podría explicar el ángulo relativamente alto entre las magnetizaciones de polaridad normal y reversa (~14°). No obstante, es posible asumir que cualquier afectación por echados primarios fuera de forma aleatoria y se auto-cancele. Con lo que respecta a la inclusión de datos del Campaniano en el promedio global, parece no ser el caso porque no se observa alguna correlación entre polaridades y ubicación geográfica o posición estratigráfica, o litología. Además, la dirección media de sitios de polaridad reversa es mayor que los de polaridad normal.

Utilizando las curvas de vagabundeo polar aparente de Kent e Irving (2010) y Torsvik et al. (2012) la dirección esperada para ~120 Ma en el bloque Jalisco (en la longitud 105.1 y latitud 19.6), asumiendo estabilidad con respecto a Norte América, tiene direcciones (D - I) de 344.4°, 44.5° y 343.2°, 46.7° (respectivamente). La pequeña diferencia en los polos de referencia es más bien debida a los criterios de selección de datos de dichos autores. La discusión siguiente adopta la referencia de Kent e Irving (2010). Comparando la dirección de referencia con los datos obtenidos en La Fm. Tecalitlán, la declinación es concordante para la media de 25 sitios (Tabla 2), indicando que no hay rotación. Existen, sin embargo, otros datos para el subterreno Zihuatanejo. Por ejemplo, Böhnel et al. (1989) reportan datos paleomagnéticos para depósitos del Aptiano superior a Albiano inferior en Colima (formaciones Encino y Vallecitos, localidad reportada como Mina el Encino, Figura 1). Estos fueron recalculados para ser comparables con la Fm. Tecalitlán (Tabla 3), arrojando una dirección media (D, I) de 313.7°, 40.3° (n = 32 sitios), y una paleolatitud de ~23 °N. La declinación indica una rotación anti-horaria en el área de Colima de 30.7° ± 11.9° (errores calculados de acuerdo a Demarest, 1983).

Boschman et al. (2018) reportan los resultados paleomagnéticos para facies continentales atribuidas a la Fm. Alberca en el sur de Jalisco cerca de Tamazula, para la cual indican una edad máxima de ~119 Ma, basada en el fechamiento de zircones detríticos. La dirección media para magnetizaciones de polaridad dual es de D = 330.2° ± 3.7 – I = 46.5° ± 3.9 (paleolatitud de 28 °N, basada en el promedio de n = 137 muestras que incluyen ambas polaridades). Las declinaciones variables entre Chamela, Tamazula y El Encino indican que las rotaciones observadas (Tabla 3) son de carácter local (asociadas a ejes verticales y probablemente producto de deformación transtensional o transpresional) y no rotaciones regionales de grandes bloques.

Por otro lado, la inclinación media observada en la Fm. Tecalitlán es de 38.9°, comparable pero más baja que la inclinación esperada basada en Kent e Irving (2010) de 44.5° (paleolatitud de 26 °N). Para los sitios de Böhnel et al. (1989) en Colima la inclinación observada (40.3°) es también similar a la de referencia, aunque más baja, pero es estadísticamente indistinguible de ésta como se muestra en la Figura 10 y Tabla 3. La dirección media reportada por Boschman et al. (2018) es, en cambio, de inclinación un poco mayor a la esperada. De cualquier manera, los márgenes de incertidumbre se traslapan.

La rotación tectónica (valor R) comparando las declinaciones de Kent e Irving (2010) con los de este trabajo da un valor de -3.4° (±7.0), estadísticamente insignificante (Tabla 3). La comparación de las inclinaciones de Kent e Irving (2010) muestra un valor F de -5.6° (±9.0) inferior a la incertidumbre estadística. La comparación de la dirección de referencia con la declinación media de las formaciones Encino-Vallecitos tiene un valor R de 30.7° (±11.9) (Tabla 3), por lo que el área muestreada de Colima presenta una rotación anti-horaria esta- dísticamente significativa. El valor F es de -4.2 (±14.2), y no es estadísticamente significativo (Tabla 3). Para la Formación Alberca (Boschman et al., 2018) los valores de R y F son 14.2° y 2°, respectivamente.

Utilizando los polos de referencia reportados por Kent e Irving (2010) para el cratón Norteamericano se generó una curva con las paleolatitudes esperadas en el margen suroccidental de Norteamérica (para una localidad 20 °N-105 °W). Las paleolatitudes fueron comparadas con la referencia de Torsvik et al. (2012), los datos reportados por Böhnel et al. (1989) recalculados, los datos de Boschman et al. (2018) y los que se obtuvieron en este trabajo (Figura 10). A valor nominal, la paleolatitudes observadas en el subterreno Zihuatanejo, en un rango de 22 a 28 °N, hacen permisible la presencia de una cuenca de hasta 500 km de extensión en la dirección norte-sur entre el subterreno Zihuatanejo y el margen estable de Norte América. Sin embargo, esa interpretación no es defendible en términos estadísticos. Las inclinaciones (y paleolatitudes) observadas son estadísticamente indistinguibles de los valores esperados. Eso indica que el subterreno Zihuatanejo en el Aptiano se encontraba en latitudes norte cercanas al margen occidental de Oaxaquia, sin grandes desplazamientos latitudinales (Tabla 3, Figura 10). Por supuesto, podrían haberse generado movimientos longitudinales (en la dirección oeste-este) que no se pueden evaluar con los datos paleomagnéticos.

Evidencia independiente sugiere que la tectónica acrecional en el margen occidental del superterreno Guerrero se encontraba en un estado avanzado a finales del Aptiano. Por un lado, la Caliza la Perlita del Aptiano-Albiano, en la Sierra de Guanajuato, se ha interpretado como una unidad de traslape que contiene un estilo de deformación diferente a las unidades más antiguas (Martini et al., 2011); aunque esta observación es 400 km al oeste del bloque Jalisco. En el sur de México, el esquisto Taxco se ubica en el margen occidental del superterreno Guerrero. El esquisto tiene una edad de depósito cercana a los 130 Ma (Campa-Uranga e Iriondo, 2004) y está cubierto discordantemente por la Caliza Morelos del Albiano (Fries, 1966). La unidad suprayacente no muestra metamorfismo regional y esto sugiere que la deformación asociada a la acreción es pre-Albiana. En el área de Zihuatanejo, calizas del Albiano cubren discordantemente unidades más deformadas asignadas al superterreno Guerrero (Centeno-García et al., 2003).

Tabla 2
Datos Paleomagnéticos y parámetros estadísticos para los sitios de Bahía Chamela e Isla Cocinas. Dd (Dirección de Buzamiento), N (Número Total de sitios), n (Número de sitios donde se aislo componente), Dc (Declinación), Inc (Inclinación), Comp (Componente). Las direcciones con valores de a95> 20° y/ó k<10 no se le calculó corrección estructural ni se le asigna componente, las direcciones se descartaron por su alta dispersión en el cálculo de las direcciones medias.

+ La Media excluye sitios de 80 Ma. Mean A componente D=7.0, I=40.2 (k=25.3, α₉₅=8.1, n=14). Mean 80 Ma. D=347.3, I=33.7, k=31.4, α₉₅=13.9, n=5.

Tabla 2 (Cont.)
Datos Paleomagnéticos y parámetros estadísticos para los sitios de Bahía Chamela e Isla Cocinas. Dd (Dirección de Buzamiento), N (Número Total de sitios), n (Número de sitios donde se aislo componente), Dc (Declinación), Inc (Inclinación), Comp (Componente). Las direcciones con valores de a95> 20° y/ó k<10 no se le calculó corrección estructural ni se le asigna componente, las direcciones se descartaron por su alta dispersión en el cálculo de las direcciones medias.

+ La Media excluye sitios de 80 Ma. Mean A componente D=7.0, I=40.2 (k=25.3, α₉₅=8.1, n=14). Mean 80 Ma. D=347.3, I=33.7, k=31.4, α₉₅=13.9, n=5.

Ortega-Obregón et al. (2014) reportan análisis de isótopos de Hf en diferentes cuerpos ígneos del Paleozoico tardío que intrusionan los complejos metamórficos Oaxaqueño y Acatlán, en el sur de México. Para la mayoría de las muestras (Etla, Carbonera, Sosola y Zaniza), obtienen valores de épsilon Hf inicial en zircones mucho menores de 0 (entre -1 y -14) y edades modelo de Hf T_DM2^C del Proterozoico entre 1330 a 2160 Ma, que evidencian el alto grado de contaminación cortical con basamento Mesoproterozoico del Complejo Oaxaqueño o similar (Figura 11). Cabe destacar que Ortega-Obregón et al. (2014) encuentran dos plutones (Honduras y Cuanana) con un comportamiento isotópico muy diferente, al presentar valores de épsilon Hf iniciales positivos entre +3 y +9 y sus correspondientes edades modelo Hf T_DM2^C más jóvenes en el rango de 780 a 1040 Ma, considerándose la posibilidad de que la corteza en esa región pudiera ser diferente a la de Oaxaquia. Sin embargo, la falta de evidencia geológica para proponer una discontinuidad cortical en la región, aunado a la cercanía geográfica de estos plutones con las rocas del basamento del complejo Oaxaqueño, hace que estos autores interpreten las diferencias isotópicas proponiendo que la contribución de la corteza es mínima en el caso de estos dos plutones y que la fuente mantélica (manto empobrecido), cuyo valor épsilon Hf inicial esperado sería de +15 (Figura 11), tendría un rol preponderante en la formación de los magmas precursores de los plutones Honduras y Cuanana.

Figura 8
Resultado de la prueba de pliegue modificada (Enkin, 2003), mostrando los parámetros c y d de 6 localidades.

Figura 9
Diagramas de igual área para el componente de alta temperatura C, donde se muestra las direcciones normales y antipodales, a) es in situ y b) con corrección estructural. Símbolos cerrados representan inclinaciones positivas, símbolos abiertos inclinaciones negativas.

Cabe destacar que los resultados de Hf obtenidos en este trabajo, para zircones de la andesita del Cretácico Inferior de la Fm. Tepatitlán (PER33), son contrastantes al tener valores de épsilon Hf inicial muy positivos, entre +11.5 y +7.2 (media ponderada de 9.70 ± 0.54), y con edades modelo Hf T_DM2^C entre 442 y 714 Ma (media 557 Ma) . Estos resultados sugerirían o bien un caso similar al de los plutones de Honduras y Cuanana, donde la corteza tipo Oaxaquia no tendría participación significativa en el proceso de formación de los magmas, siendo estos casi exclusivamente de carácter mantélico, o bien que la corteza en el bloque Jalisco (subterreno Zihuatanejo) sería totalmente diferente a la corteza típica de Oaxaquia. En este trabajo nos inclinamos por la segunda opción, ya que en este caso sí hay una distancia geográfica significativa con las rocas del complejo Oaxaqueño y además sería más fácil justificar una discontinuidad cortical entre ellas. Recalculando los resultados de Hf de los plutones pérmicos a la edad de 120 Ma de la andesita, apreciamos que los valores de la andesita son mucho más positivos (+11.5 a +7.2) incluso que los de los plutones Honduras y Cuanana (+7.0 a +1.5) y mucho más cercanos al valor inicial de épsilon Hf esperado para magmas resultantes de la fusión del manto empobrecido que estaría, como máximo, alrededor de +16 (Figura 11). Destaca que los datos de Hf recalculados para las otras muestras ígneas pérmicas, que presentan un elevado grado de contaminación cortical (Oaxaquia), quedarían en el rango de épsilon Hf inicial entre -4 a -18, básicamente representando entre 11 a 25 unidades épsilon Hf de diferencia con los valores obtenidos para la andesita de la Fm. Tecatitlán (Figura 11). Por estos motivos, proponemos que la corteza del bloque Jalisco pudiera tener una afinidad de corteza oceánica (arco de islas intra-oceánico), y ser significativamente más joven (Paleozoico o Neoproterozoico tardío) y de carácter más juvenil que la que correspondería al tipo de corteza Oaxaquia, que sería mucho más vieja y enriquecida y de carácter claramente continental (Figura 11).

Esta corteza oceánica del bloque Jalisco podría corresponder a lo que se ha definido como placa Mezcalera (Dickinson y Lawton, 2001), por la cual ascendieron los magmas para la formación de los flujos volcánicos del Cretácico de la región de Chamela. Estos resultados de contaminación cortical son también similares a los obtenidos por Centeno-García et al. (1993) mediante isótopos de Nd en roca total de lavas almohadilladas basálticas del complejo Arteaga (Triásico?), donde no encontraron evidencia de la presencia de un basamento precámbrico en la parte sur del superterreno Guerrero. Los datos paleomagnéticos para 120 ± 1 Ma, a pesar de que sugieren que el subterreno Zihuatanejo estaba a latitudes cercanas al margen suroccidental de Norteamérica, no establecen su posición longitudinal, permitiéndose así que las rocas volcánicas cretácicas se formaran en un ambiente intra-oceánico (arco de islas) alejado de la zona continental.

Tabla 3
Comparación de los parámetros R (Rotation) y F (Flattening) con sus respectivos errores ΔR y ΔF.

Figura 10
Cambios en paleolatitud según diferentes autores para el margen suroccidental de Norte América, comparados con los datos obtenidos en este trabajo.

Los isótopos de Hf en zircones de la andesita contradicen los resultados publicados que sugieren la presencia de corteza continental antigua en el bloque Jalisco. Según Valencia et al. (2013), y con base en isótopos de oxígeno positivos en zircón (δ¹⁸O entre +5.7 y +9.0), el origen del basamento sugerido para el bloque Jalisco (subterreno Zihuatanejo) es parte de un arco Jurásico en corteza continental. Lo encontrado por Köhler et al. (1988) con base en isótopos de Sr es que los granitos de Puerto Vallarta muestran asimilación de corteza continental. Schaaf et al. (1995) reportan igualmente εNd inicial tan bajos como -7 (-0.6 a -7.0) y una edad modelo de 1.55 Ga para el batolito de Puerto Vallarta, lo que sugiere la presencia de una corteza precámbrica evolucionada en la región. Estas conclusiones se pueden explicar por contaminación de los magmas por sedimentos introducidos en la trinchera después de la colisión del subterreno Zihuatanejo. Introducción de material de corteza evolucionada al manto, erosión por subducción por ejemplo, posteriores a la colisión de Guerrero con Oaxaca es otra manera de alterar la señal isotópica. De otra manera, los resultados contrastantes para Puerto Vallarta y Chamela indicarían la presencia de una discontinuidad de escala cortical entre ellos, de la cual no hay evidencia geológica.

En cambio, otros datos geoquímicos son consistentes con unacorteza relativamente primitiva para el subterreno Zihuatanejo. Lascomposiciones isotópicas Sr y Nd de gabros del Aptiano en Jilotlán,Tepalcaltepec y Manzanillo en el subterreno Zihuatanejo sugieren unafuente común para su formación, comparable a una fuente N-MORB(Villanueva-Lascurain et al., 2016). Los magmas precursores delos gabros son primitivos, con valores de εNd inicial de +7 y conedades modelo Sm-Nd relativas al manto empobrecido (Nd T_DM) con un promedio de ~500 Ma. Esto sugiere la participación de uncomponente cortical juvenil en su génesis, similar a lo indicado porlos resultados de Hf en zircones de la andesita en Chamela. Estosautores también concluyen que los gabros podrían haberse generadoa partir de una combinación de componentes magmáticas de unmanto primitivo y una corteza del Cretácico Inferior (~140–110 Ma)adelgazada.

Un basamento juvenil en el subterreno Zihuatanejo apoyaría los modelos propuestos por Lapierre et al. (1992), Tardy et al. (1994), Dickinson y Lawton (2001), Campa-Uranga y Coney (1983), Talavera- Mendoza et al. (2007), Boschman et al. (2018), donde el superterreno Guerrero es un bloque alóctono intra-oceánico desarrollado lejos del margen continental en el Pacífico, que posteriormente se acreciona a Norteamérica en el Aptiano-Albiano. Mientras que los datos de Hf obtenidos en este estudio no son consistentes con el origen como bloque autóctono o para-autóctono del superterreno Guerrero como en los modelos propuestos por Cabral-Cano et al. (2000), Elías-Herrera et al. (2000), Centeno-García et al. (2008) y Valencia et al. (2013).

También es posible afirmar que la acreción total del superterreno Guerrero es cercana al Aptiano, ya que la parte más occidental del superterreno, a los ~120 Ma, presenta latitudes próximas al margen suroccidental de Norteamérica.