Expected utility with gambling wealth

Los plutones emplazados en la zona oeste (ZO) tienen edades variables desde 102.4 ± 1.5 (La Rinconada) hasta 128.1 ± 2.1 Ma (Punta Prieta), son metaluminosos de tipo I y sus rangos composicionales varían desde gabros de Cpx-Opx con texturas cumulíticas y pseudoestratificaciones de minerales ricos en Fe, Mg y Ca, dioritas de Cpx y Hbl, tonalitas de Hbl y Bt, granodioritas de Bt, hasta alcanzar la composición del granito, principalmente en diques, que representan fases tardías de la historia magmática de plutones discretos. El óxido de Fe-Ti dominante en la ZO es la magnetita de primera formación, cuya abundancia promedio es de ~3.8%. El contenido de SiO2 tiene un promedio de 61.4% y rangos desde 46.3% hasta 78.9%, un valor de MgO# promedio de 35 y una razón promedio de Sr/Y= 11 (Tablas 5 y 6).

El límite entre las zonas oeste y transicional (ZT) en el sur del CBP se manifiesta por un cambio en la estructura y tamaño de los plutones, así como en la mineralogía y litología. Salvo el probable caso del plutón San Jerónimo, en la ZT los plutones son más grandes que los de la ZO, observándose que disminuye el contenido de minerales ricos en Fe, Mg y Ca. La plagioclasa modal es más sódica (oligoclasa) y los minerales máficos más abundantes son Bt y Hbl, además de que es notable la presencia de

peraluminosos de tipo S, sus composiciones varían principalmente de cuarzodiorita hasta granodiorita, con un contenido de SiO2 promedio de 67.7% y rangos desde 65.3% a 69.3%. Estos plutones son más jóvenes que los del oeste. Por ejemplo, la edad del plutón Compostela es de 97.3 ± 1.5 Ma. Otra característica importante de los plutones de la ZT, es que la dirección del flujo magmático es clara, por lo tanto la textura de los intrusivos tiene una foliación más desarrollada comparado con las fábricas isotrópicas observadas en los plutones máficos del oeste.

Las diferencias entre el plutón San Pedro de la zona este (ZE) y los plutones de la ZT es menos evidente, sin embargo, la presencia de granate y muscovita observable en muestra de mano en el plutón San Pedro los distingue claramente. Son peraluminosos de tipo S y el rango composicional de las rocas es más restringido que en los plutones de la ZO. La cuarzodiorita sólo aflora en diques, la litología dominante es de granodiorita y granito, con contenidos de SiO2 promedio de 69.3%. En estas rocas la plagioclasa normativa es sódica (An40-An10) y la presencia de muscovita primaria es una característica importante en estos intrusivos. La edad del plutón San Pedro (104.8 ± 2.5 Ma) es similar a la de los intrusivos de la zona transicional.

Los valores promedio del contenido geoquímico de las tres zonas están resumidos en la Tabla 4. El contenido de elementos compatibles FeO, MgO, Sc, CaO, V y Coes mayor en la zona oeste y decrecen hacia la zona este. El K2O, Rb, Sr, Nb, Ba y tierras raras ligeras incrementan su contenido de oeste a este. Como lo notado por Silver y Chappell (1988), algunos elementos traza presentan variaciones más significativas a través del CBP que los elementos mayores, por ejemplo, el V, Ba, Nb, La y Ce cambian de oeste a este por un factor cercano a 2.

Los diagramas Harker para la mayoría de los óxidos de elementos mayores tienen un patrón relativamente lineal, aunque algunas dispersiones son comunes en las rocas con bajo contenido de SiO2 y alto contenido de Fe2O3, MgO y CaO (Figura 42). Las distribuciones del CaO y el Fe2O3 son especialmente lineales, reflejando el patrón de cristalización fraccionada de los magmas donde las fases minerales máficas, como el clinopiroxeno, plagioclasa cálcica y hornblenda dominan el sistema de cristalización (Figura 42a-b), lo que también está en concordancia con los minerales máficos dominantes en la moda de estas rocas. El P2O5 no presenta patrones lineales definidos (Figura 42e), el máximo contenido de P2O5 se observa en las muestras con contenido de SiO2 intermedio y decrece hacia las rocas con alto y bajo contenido de sílice reflejando la participación de apatita en las rocas. La mayoría de las muestras con contenido de SiO2 bajo en la zona oeste tienen valores bajos de TiO2 formando un patrón asimétrico (Figura 42d). En las gráficas La vs Yb y LaN/YbN vs LaN (Figura 42g-h) es evidente una separación del grupo de muestras de las zonas transicional y este de las rocas de la zona oeste principalmente.

La relación Sr/Y vs Y ha sido utilizado por Defant y Drummond (1990) para distinguir entre los magmas derivados de fusión de placa con alto contenido de Al, de los derivados de la fusión del manto. Las rocas de la zona oeste del CBP grafican en este diagrama dentro del campo de las rocas generadas a partir de fusión parcial de manto, mientras que las muestras provenientes de las zonas transicional y este tienen una tendencia hacia el aumento notable en la relación Sr/Y graficando en el campo de los fundidos provenientes de fusión de placa (Figura 43a-b). Los datos definen una marcada curva y esta variación en Sr/Y no puede ser atribuida a efectos de cristalización fraccionada. Este patrón curvo también ha sido observado por Gastil et al. (2014) en las rocas del plutón San Pedro Mártir con facies de muscovita-biotita y también lo asocian a diferencias en la fuente del magma (e.g. "Archean TTG/slab melt";

Figura 43b) y a diferentes porcentajes de fusión parcial.

Las gráficas de los valores de las REE normalizadas a condrita para cada una de las zonas muestran un enriquecimiento sistemático en las tierras raras ligeras de oeste a

este (Figura 44). El promedio de las REE de la zonas transicional y este son muy similares, pero existe una diferencia significativa entre los patrones de las zonas oeste y este (Figura 44d), similar a lo reportado por Gromet y Silver (1987), Todd et al. (2003), Morton et al. (2014), Kimbrough et al. (2014) y Gastil et al. (2014) para las rocas en el norte del CBP, en donde también se observa que las tierras raras ligeras La, Ce, Pr, Nd y Eu se incrementan de la zona oeste a este, y el Yb decrece de oeste a este. Los gabros de 2 px de la zona oeste tienen un patrón promedio de REE con una tendencia casi plana en tierras raras ligeras hasta las tierras raras pesadas y una anomalía positiva de Eu (Figura 44a y d). El resto de las muestras del oeste están ligeramente enriquecidas en REE ligeras y tienen pequeñas anomalías negativas de Eu, especialmente en rocas con alto contenido en SiO2. Sin embargo su patrón característico sigue siendo subhorizontal y el enriquecimiento en REE es progresivo, hasta alcanzar 3 valores de condrita, siendo las rocas gabróicas las que tienen los valores más bajos de REE. En contraste, los patrones promedio de las zonas transicional y este están más enriquecidas en REE ligeras y empobrecidas en REE pesadas formando una pendiente más pronunciada en la tendencia general (Figura 44b-c).

Diferencias similares en los patrones de las distintas zonas también han sido documentadas recientemente en la parte norte del CBP (33º 30´N; sur de California) por Morton et al. (2014), en donde se interpreta que el decremento progresivo de Sc y el de REE pesadas desde la zona oeste hasta la zona este está relacionado con procesos de cristalización fraccionada en ambientes someros al oeste, hasta alcanzar procesos de diferenciación en medios mucho más profundos en la zona este, lo que asociaría en buena medida a la acreción magmática más pronunciada hacia el oriente (underplating).

Tabla 4. Valores promedio de la geoquímica de roca total de rocas intrusivas, se incluyen los promedios de algunas relaciones entre elementos traza y tierras raras. Los resultados están discriminados por zonas y regiones. Abreviaturas. ZO= Zona oeste, ZT= Zona transicional y ZE= Zona este.

Vizcaíno ZO ZT ZE SiO2* 62.93 61 67.6 69.3 Al2O3* 16.78 15.9 16.4 15.5 Fe2O3* 5.17 6.1 3.4 3 MgO* 2.72 3.3 1.3 0.9 CaO* 5.4 6.9 3.9 2.9 Na2O* 4.37 3.3 4.2 4.2 K2O* 1.2 1.2 1.7 2.4 TiO2* 0.53 0.58 0.44 0.38 P2O5* 0.14 0.11 0.13 0.13 MnO* 0.08 0.1 0.05 0.04 Sc 11 22.4 6.4 4.4 Be 1.1 1.2 1.4 2 V 95.3 134.1 79 41.2 Ba 426.5 311.5 544.8 801.6 Sr 315.8 237.4 625 474.6 Y 15 21.5 6.4 8.4 Zr 121.4 120.6 82.8 119.6 Cr 328.7 368.6 332 448 Co 13.4 15.5 7 4.6 Zn 38.7 71 66 66 Ga 15.4 15.9 20 21 Rb 29.4 31 42.8 70.2 Nb 4.4 3.7 4.6 5.4 Mo 7 7.3 7.4 9.8 Cs 0.8 1.4 1.8 2.2 La 9.7 9 15.3 18.2 Ce 19.5 20.6 30.3 34.9 Pr 2.4 2.9 3.6 4 Nd 9.5 12.3 13.7 14.8 Sm 2.4 3.1 2.6 2.7 Eu 0.78 0.91 0.89 0.74 Gd 2.4 3.4 1.9 2.04 Tb 0.42 0.67 0.24 0.34 Dy 2.7 3.9 1.34 1.58 Ho 0.53 0.87 0.24 0.28 Er 1.6 2.4 0.62 0.76 Tm 0.24 0.39 0.08 0.11 Yb 1.7 2.5 0.6 0.76 Lu 0.29 0.38 0.11 0.13 Hf 2.7 3.4 2.2 3.12 Ta 0.31 0.33 0.34 0.48 W 1 1.2 1.6 2 Th 2 2.8 3.8 5.3 U 0.56 1 0.92 1.1 Sr/Y 21 11 97.6 56.5 Zr/Hf 44.9 34.9 36.3 38.3 MgO# 34.5 35 27.6 24.3 Nb/Yb 2.6 1.48 7.7 7.1 La/Yb 5.7 3.6 25.5 23.9 Ta/Yb 0.18 0.13 0.56 0.63 La/Sm 4 2.9 5.9 6.7 Gd/Yb 1.41 1.36 3.1 2.6

Figura 43. (a) Sr/Y vs Y (ppm) mostrando el patrón de distribución de las muestras del los plutones del sur del CBP. (b) Sr/Y vs Y (ppm) donde se muestran rocas del plutón San Pedro Mártir comparadas con los campos de tonalita-trondhjemita-granodiorita (TTG) del Arqueano y el campo de andesita-dacita- riolita de arco de islas (Gastil et al., 2014).

Figura 44. (a-c) Patrones de tierras raras (REE) normalizados a condrita según (Sun y McDonough, 1989) para cada una de las zonas del CBP. (d) Patrones promedio de REE para las zonas oeste, transicional y este del CBP, incluido el promedio de los gabros. Los análisis del plutón Nuevo Rosarito fueron realizados por Peña-Alonso (2012).