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Universidad Nacional Autónoma de México
Centro de Geociencias
Programa de Posgrado en Ciencias de la Tierra
Estudio de la Geoquímica, la Estructura y el
Metamorfismo en el Este del Complejo
Acatlán: Implicaciones Tectonicas y
Paleogeograficas
——
Continental arc development along the periphery of
Pangea: Late Paleozoic pluton emplacement and basin
evolution in a transtensional setting, eastern Acatlán
Complex, Mexico
Moritz Kirsch
Tesis sometida en cumplimiento parcial
de los requisitos para el grado de
Doctor en Ciencias de la Tierra
ASESORES:
Dr. J. Duncan Keppie
Dr. J. Brendan Murphy
JURADO EXAMINADOR:
Dra. Elena Centeno-García
Dr. Peter Schaaf
Dr. J. Duncan Keppie
Dr. Luca Ferrari
Dr. Michelangelo Martini
Juriquilla, Qro, México Agosto, 2012
Moritz Kirsch: Estudio de la Geoquímica, la Estructura y el Metamorfismo en
el este del Complejo Acatlán: Implicaciones Tectonicas y Paleogeograficas, Tesis
Doctoral c© Agosto, 2012
En memoria cariñosa de mis abuelos Otto y Ruth Kirsch, y mi abuelo
Siegfried Schröder.
R E S U M E N
En el sector este del Complejo Acatlán, sur de México, se encuentra un
conjunto de rocas de edad Paleozoico tardío, compuesto por un cuerpo in-
trusivo de la asamblea gabro-diorita-tonalita-trondhjemita (plutón Totolte-
pec) y una secuencia clástica-calcárea de bajo grado de metamorfismo (for-
mación Tecomate). Estas rocas fueron emplazadas y depositadas después
de la orogenia colisional asociada a la formación de Pangea. Por lo tanto, el
área de estudio ofrece la oportunidad de investigar procesos geológicos en
diferentes niveles corticales de un arco magmático en la periferia de Pangea
durante el tiempo crucial entre amalgación y rotura del supercontinente.
El plutón Totoltepec con una superficie de afloramiento de 15 × 5 km está
limitado por dos fallas Pérmicas dextrales con orientación N–S, al sur por
una cabalgadura E–W con buzamiento norte, y al norte por una falla normal
E–W. El plutón está compuesto por rocas máficas–ultramáficas subordina-
das (306 ± 2 Ma; análisis concordante de U-Pb en circón) que afloran en
el margen de la intrusión máfica–felsica principal (289 ± 2 Ma). La geoquí-
mica de las rocas marginales muestra una afinidad toleítica a calco-alcalina
con alto LILE/HFSE (elementos litófilos de radio iónico grande/elementos
de alto potencial iónico), tierras raras de espectro plano y valores iniciales
de �Nd entre +1.3 y +3.3. Los elementos traza de la fase plutónica más
joven describen una afinidad calco-alkalina con espectros de tierras raras
moderadamente fraccionados y valores iniciales de �Nd entre -0.8 a +2.6,
lo cual también sugiere un ambiente de arco para su formación. Datos ter-
mobarométricos indican que el cuerpo principal del plutón fue emplazado
a 620 km de profundidad y una temperatura de >700 ◦C, y fue exhumado
a 11 km y 400 ◦C en 4 ± 2 Ma. Se ha documentado la siguiente secuencia
intrusiva: (i) la fase máfica del margen norte de 306 Ma, (ii) la fase principal
trondhjemítica de 287 Ma, y (iii) diques subverticales de approx. 289–283
Ma que varian desde (a) N39◦E, no-deformados con crecimiento de cris-
tales perpendiculares a las márgenes, a (b) approx. N50–73◦E, foliados y
plegados con indicadores cinemáticos sinistrales, hasta (c) N73–140◦E con
estructuras tipo boudinage. La obliquidad del límite entre los diques ple-
gados y estirados en relación a fallas dextrales de rumbo N-S sugiere un
emplazamiento secuencial en un ambiente transtensional con 20 % de ex-
tensión con dirección E-W, pasando por un campo de acortamiento bajo
diferentes grados de rotación en sentido horario, acompañado por cizalla-
miento lateral izquierdo, a un campo de extensión. La intrusión de approx.
289–287 Ma contiene una foliación subvertical de rumbo ENE y un linea-
miento que varia de subhorizontal a muy inclinada, probablemente debido
al emplazamiento en un ambiente de deformación triclínica. Se infiere que
el magmatismo cesó cuando un componente de movimiento fue transferido
de la falla del límite occidental a la falla del límite oriental, resultando en
iv
un cabalgamiento a lo largo del límite sur del plutón. Este mecanismo pue-
de explicar el rápido levantamiento y exhumación del plutón entre approx.
287 y 283 Ma.
La formación Tecomate se define actualmente como un compuesto de
unidades de litología similar, depositadas desde el Carbonífero hasta el Pér-
mico en múltiples cuencas limitadas por fallas. Al sur del plutón Totoltepec,
la edad de depositación de la formación Tecomate está bien definida en ∼300
Ma en una sección, y entre ∼288 y ∼263 Ma en otra. Las rocas de la forma-
ción Tecomate están interpretadas como derivados de un arco magmático
del Paleozoico tardío, basandose en (i) su geoquímica de afinidad de arco,
(ii) valores �Nd(t) entre -5.6 a +0.3 (t = 288 Ma) que traslapan los del plu-
tón Totoltepec, y (iii) una población dominante de circones con edades que
varian de Carbonífero a Pérmico. Las unidades de Totoltepec y Tecomate
en el área de estudio forman parte de un arco continental que se extiende
desde Guatemala hasta California, lo cual implica subducción del paleo-
Pacífico bajo el margen occidental en una configuración paleogeográfica de
Pangea-A.
A B S T R A C T
In the eastern Acatlán Complex of southern Mexico, a Late Paleozoic
assemblage comprising a gabbro-diorite-tonalite-trondhjemite suite (Totol-
tepec pluton) and clastic-calcareous metasedimentary rocks (Tecomate For-
mation), post-dates collisional orogeny that resulted in the amalgamation
of Pangea. This region offers a rare opportunity to examine assemblages
developed at different crustal levels of a magmatic arc along the periphery
of Pangea at the critical stage between amalgamation and breakup.
The 15 x 5 km Totoltepec pluton is bounded by two N–S Permian dex-
tral faults, an E–W thrust to the south, and an E–W normal fault to the
north. The pluton consists of minor mafic–ultramafic rocks (306 ± 2 Ma;
concordant U-Pb zircon analysis) that are marginal to the main mafic–felsic
intrusion (289 ± 2 Ma). Geochemistry of the marginal rocks indicates an
arc tholeiitic to calc-alkaline character with high LILE/HFS, flat REE pat-
terns and initial �Nd values of +1.3 to +3.3. The younger Totoltepec phase
exhibits a calc-alkaline trace element geochemistry with flat to moderately
fractionated LREE enriched patterns, and initial �Nd values of -0.8 to +2.6,
which are also consistent with an arc environment. Thermobarometric data
indicate that the main, ca. 289–287 Ma part of the pluton was emplaced at
620 km depth and >700 ◦C, and was exhumed to 11 km and 400 ◦C in 4
± 2 Ma. The following intrusive sequence is documented: (i) the 306 Ma
northern marginal mafic phase; (ii) the 287 Ma main trondhjemitic phase;
and (iii) ca. 289–283 Ma subvertical dikes that vary from (a) N39◦E, unde-
formed with crystal growth perpendicular to the margins, through (b) ca.
N50–73◦E, foliated and folded with sinistral shear indicators, to (c) N73–
140
◦E and boudinaged. The obliquity of the boundary between the folded
v
and stretched dikes relative to the N-S dextral faults suggests sequential em-
placement in a transtensional regime (with 20 % E–W extension), followed
by different degrees of clockwise rotation passing through a shortening field
accompanied by sinistral shear into an extensional field. The ca. 289–287 Ma
intrusion also contains a steep ENE-striking foliation, and hornblende linea-
tions varying from subhorizontal to steeply plunging, probably the result of
emplacement in a triclinic strain regime. We infer that magmatism ceased
when some of the dextral motion was transferred from the western to the
eastern bounding fault, causing thrusting to take place along the southern
boundary of the pluton. This mechanism is also invoked for the rapid uplift
and exhumation of the pluton between ca. 287 and 283 Ma.
The Tecomate Formation, as currently defined, is a composite of lithologi-
cally similar strata deposited in several fault-bounded basins ranging from
Carboniferousto Early Permian in age. To the south of the Totoltepec plu-
ton, the depositional age of the Tecomate Formation is tightly constrained in
one section to ∼300 Ma but in another section it is between ∼288 and ∼263
Ma. The Tecomate Formation rocks are interpreted to have been derived
from a Late Paleozoic arc based on (i) its arc-related geochemistry, (ii) �Nd(t)
values ranging from -5.6 to +0.3 (t = 288 Ma) that overlap those of the Totol-
tepec pluton, and (iii) detrital zircons with predominantly Carboniferous–
Permian ages. The Totoltepec and Tecomate units in the study area form
part of a continental arc extending from Guatemala to California, which
necessitates subduction of the paleo-Pacific oceanic lithosphere beneath the
western margin of a Pangea-A configuration.
vi
Oh du schönes, o du wunderschönes,
uraltes, sagen- und liederreiches Land Mexiko!
Desgleichen gibt es nicht wieder auf dieser Erde.
— B. Traven
A G R A D E C I M I E N T O S
Me gustaría reconocer a J. Duncan Keppie y J. Brendan Murphy por su
supervisión, paciencia, motivación y financiación. Me siento tremendamen-
te afortunado de haber tenido la oportunidad de venir a México y traba-
jar con ustedes. Además de la geología espectacular que me tocó estudiar,
realmente fue una experiencia cultural, tal como se había prometido. He
aprendido mucho de ustedes dos en estos cuatro años—Brendan, me ense-
ñaste la importancia de principios y procesos en la redacción científica, no
perder nunca vista del panorama completo, hacer mil cosas al mismo tiem-
po, mantener impulso, estar pendiente de muestras y atar cabos sueltos, ser
articulado y organizado. Duncan, tu experiencia geológica y sentido de la
orientación en el campo, tu humor, tu parsimonia y eficiencia en todas las
cuestiones científicas y burocráticas eran una verdadera inspiración. Estoy
convencido de que me han preparado bien para una carrera como geólogo
hard-rock.
Además de los asesores de mi tesis, quisiera dar las gracias a todas las
demás personas que han contribuido de una manera u otra a este trabajo.
Maria Helbig, Mario A. Ramos-Arias, Gonzalo Galaz, y Domingo Schieve-
nini donaron su tiempo y esfuerzo para asistirme en el campo y ayudar-
me con la preparación de muestras. Luigi Solari, Consuelo Macías Romo,
Carlos Linares, Carlos Ortega-Obregón, Ofelia Pérez-Arvizu, Aldo Izagui-
rre, Alex Iriondo, y Harald N. Böhnel brindaron asistencia invaluable en
el laboratorio. He beneficiado mucho de la colaboración y las conversacio-
nes inspiradoras con Maria Helbig, Luigi Solari, James K. W. Lee, Fraser
Keppie, Uwe Kroner, Fernando Ortega-Gutiérrez, R. Damien Nance, Cecilio
Quesada, Roberto S. Molina-Garza, Barbara M. Martiny, James Sears, Chris
Smith, y Axel Renno. También me gustaría agradecer a los miembros de mi
comité tutoral: Luigi Solari, Fernando Ortega-Gutiérrez, Duncan Keppie,
y Brendan Murphy, así como el comité de mi examen predoctoral: Elena
Centeno-García, Peter Schaaf, Gustavo Tolson, y Dante J. Morán Zenteno
por su tiempo y el asesoramiento profesional. Peter Schaaf, Bodo Weber,
Luca Ferrari, W. Gary Ernst, y dos revisores anónimos son reconocidos por
proporcionar revisiones constructivas de los manuscritos de los artículos
que forman parte de esta tesis. Gracias a Roberto S. Molina-Garza y María
Clara Zuluaga Velez por tomarse el tiempo para corregir la versión española
de la tesis.
Deseo extender un agradecimiento especial a la secretaria académica Mar-
ta Pereda Miranda y la abogada Lic. Ana Paola González Cruz del Centro
vii
de Geociencias. Sin su ayuda competente me hubiera perdido en la jungla
de la burocracia académica.
Agradezco al Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología y a la Dirección
General de Estudios de Posgrado de la UNAM por las becas otorgadas
para la realización de mis estudios de doctorado. Además agradezco la
Coordinación de Posgrado por el apoyo financiero brindado en la impresión
de la tesis.
Por último, deseo expresar mi profundo y sincero agradecimiento a mis
padres, Bettina y Frank-Michael, y sus respectivas parejas Michael Freitag
y Heike Kirsch, mi hermana Steffi, mis abuelos Ruth y Otto, y Brigitta y
Siegfried, que me han aconsejado y apoyado a lo largo de mi educación.
Gracias también a los padres de María, Martina y Johannes Helbig, por su
generosidad y su perspectiva fresca. A mis amigos, tanto aquí en México
– Domingo, María de la O, Oscar, Lina, Lariza, Gianluca, Daniele, Matteo,
Ramón, Alma, Mario, Fabián, y el equipo de básquet INDEREQ – como los
amigos de mi tierra: Martin, Matt, Bob, Mathias, Mel, Paul, Jo, y Nadja: les
debo demasiado. Gracias por todos los buenos momentos! Estoy especial-
mente agradecido a mi novia Maria, por su amor, aliento y su compañía en
esta aventura mexicana. Tú eres la luz de mi vida.
viii
Í N D I C E G E N E R A L
1 introducción 1
1.1 Marco geológico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1
1.2 Motivación, objetivos y metodología . . . . . . . . . . . . . . . 5
2 geoquímica y geocronología de las unidades del carbo-
nífero–pérmico 10
3 historia estructural del plutón totoltepec 33
4 eventos del paleozoico tardío hasta el mesozoico tem-
prano en la periferia de pangea 58
5 resumen y conclusión 76
a métodos analíticos 80
a.1 Geocronología U-Pb . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80
a.2 Geoquímica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81
a.3 Geocronología 40Ar-39Ar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81
b tablas geocronología u-pb 83
c tablas geoquímica 117
d tablas análisis de microsonda 138
e tablas geocronología
40
ar/39ar 146
bibliografía 148
ix
1
I N T R O D U C C I Ó N
Esta tesis se concentra en el estudio del plutón Totoltepec de edad Carbo-
nífero–Pérmico y sus rocas encajonantes (parte del Complejo Acatlán), con
énfasis en la geoquímica y el control estructural en el emplazamiento del
plutón. A pesar de que la geoquímica publicada (basada en 6 muestras: Ma-
lone et al., 2002) muestra una afinidad de arco, estos datos no fueron sufi-
cientes para distinguir entre magmas formados en una zona de subducción
y magmas contaminados por la corteza continental (Pearce y Peate, 1995;
Turner et al., 1996; Kuscu et al., 2010). Un muestreo más amplio y un conjun-
to más exhaustivo de los elementos y los isótopos analizados constituyen
la base para este estudio. Se obtuvieron datos geocronológicos adicionales
de U-Pb para determinar la edad y duración del evento de intrusión, com-
plementándose con edades de 40Ar/39Ar para conocer también la historia
tectono-térmica. El estudio además incluye análisis geocronológicos y geo-
químicos de las rocas sedimentarias contemporáneas a la intrusión para los
cuales no existían ningunos datos de este tipo. Aunque estudios anteriores
han sugerido que el emplazamiento del plutón Totoltepec fue sintectónico,
los controles estructurales no eran conocidos. La base de datos mejorada
que aporta este estudio permite el desarrollo de un modelo estructural para
el emplazamiento del plutón. Estas conclusiones se utilizan para documen-
tar el desarrollo de un arco regional y para diferenciar entre los diferentes
modelos paleogeográficos para el Complejo Acatlán con respecto a Pangea
(Keppie et al., 2010; Vega-Granillo et al., 2009; Böhnel, 1999).
1.1 marco geológico
Con una extensión superficial que supera los 10,000 km2, el Complejo
Acatlán de edad Ordovícico al Pérmico Medio constituye el basamento del
terreno Mixteca y el mayor afloramiento de rocas paleozoicas en México
(Ortega-Gutiérrez, 1978; Campa y Coney, 1983; Sedlock et al., 1993; Keppie,
2004). Las rocas expuestas en la región de Acatlán registran una historia
paleozoica tectonotermal muy compleja que refleja la apertura y el cierre
de una o más cuencas oceánicas y sus consiguientes interacciones continen-
tales que culminaron en la amalgamación de Pangea (por ejemplo, Nance
et al., 2006). Estos eventos fueron acompañados por subducción durante el
Devónico hasta el Pérmico a lo largo del sur de México (Keppie et al., 2008).El Complejo Acatlán está limitado al este por la falla de Caltepec, una zo-
na de cizalla con dirección N–S y mecanismo dextral, que lo separa de los
gneises en facies de granulita de ∼1.0 Ga del Complejo Oaxaqueño (Elías-
Herrera y Ortega-Gutiérrez, 2002). Al sur, está limitado por la falla Cenozoi-
ca La Venta-Chacalapa (Tolson, 2007; Solari et al., 2007), que lo yuxtapone
1
 
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1.1 marco geológico 2
contra las rocas plutónicas y metamórficas de alto grado del Complejo Xo-
lapa (Pérez-Gutiérrez et al., 2009). Hacia el oeste, sobreyace en forma de ca-
balgadura sobre carbonatos cretácicos de la plataforma Guerrero-Morelos,
que están expuestos entre el Complejo Acatlán y el terreno compuesto de
Guerrero (Centeno-García et al., 2008; Ramos-Arias y Keppie, 2011). Hacia
el norte, se encuentra cubierto discordantemente por rocas sedimentarias
de origen continental y marino de edad Pérmico Superior–Jurásico Medio
(Morán-Zenteno et al., 1993; Centeno-García et al., 2009), así como por rocas
volcánicas y volcaniclásticas del Mioceno Medio y Tardío de la Faja Volcá-
nica Transmexicana (Ferrari et al., 1999).
El área de estudio se encuentra en la parte oriental del Complejo Acatlán,
a unos 30 km al este de Acatlán de Osorio (estado de Puebla). Está limitado
de forma aproximada por los pueblos Xayacatlán de Bravo al oeste, Santo
Domingo Tianguistengo al este y San José Chichihualtepec al sur. Las ro-
cas estudiadas ocurren en el bloque tectónico Tonahuixtla (Morales-Gámez
et al., 2009), que está limitado en ambos lados por fallas normales-dextrales
de rumbo N–S. En base a los mapas geológicos publicados (Ortega-Gutiérrez,
1978; Malone et al., 2002; Keppie et al., 2004a), la estratigrafía del área de es-
tudio está conformada por las siguientes unidades litotectónicas: el plutón
Totoltepec, la Formación Tecomate y la Formación Cosoltepec. A continua-
ción se resumen los datos publicados sobre cada una de estas unidades y
se identifican las problemáticas científicas que se tratan de resolver en este
estudio.
El plutón Totoltepec, con una superficie de afloramiento de 15 × 5 km,
constituye la parte central del área de estudio. El cuerpo intrusivo fue nom-
brado por Fries et al. (1970) y primero cartografiado por Ortega-Gutiérrez
(1975), como parte de su trabajo pionero en el Complejo Acatlán. De acuer-
do con Ortega-Gutiérrez (1978), el plutón está en contacto intrusivo con
rocas del Subgrupo Acateco y la Formación Cosoltepec (Grupo Petlalcingo,
Fig. 1). Por otro lado, Malone et al. (2002) y Keppie et al. (2004a) ubican el
plutón Totoltepec en el bloque cabalgante de una gran falla, estructuralmen-
te sobreyaciendo las formaciones Tecomate y Cosoltepec. Hacia el norte, el
plutón está sobreyacido discordantemente por capas rojas deformadas, pero
sin metamorfismo, de edad inferida jurásica (Malone et al., 2002).
El plutón Totoltepec está conformado principalmente por diorita de horn-
blenda, trondhjemita y tonalita (Malone et al., 2002). Las fracciones de cir-
cón de una fase félsica han dado una edad concordante U-Pb TIMS de 287
± 2 Ma (Yañez et al., 1991), mientras que una fase máfica de la parte sur
del plutón dio una edad U-Pb TIMS de 289 ± 1 Ma (Keppie et al., 2004a).
Ortega-Gutiérrez (1975) ha documentado cuerpos de gneises máficos de es-
tructura migmática y bandeada en el margen norte del plutón Totoltepec,
que Calderón-García (1956) sospecha pertenecen al basamento de la zona.
La edad de estas rocas máficas marginales y su significado geodinámico es
desconocido.
Una cantidad limitada de datos estructurales del plutón (Malone et al.,
2002; Morales-Gámez et al., 2009) sugieren la presencia de una foliación de
1.1 marco geológico 3
251
260
271
299
318
359
385
398
416
428
423
444
461
472
488
501
510
521
542
245
235
Fm. Cosoltepec
Fm. Xay-
acatlán
Formación
Patlanoaya
(Dev. tardío –
Pérmico 
medio)
Grupo
Patlanoaya 
& Fm.
Tecomate
Fm. Chazumba
G
ru
po
 P
ia
xt
la
Mig. Magdalena
Orogenia Acateca
(facies eclogita)
Fm. Tecomate
granitoides
Esperanza
Plutón
La Noria 
(337±34 Ma)
Plutón
Totoltepec 
(287±2 Ma)
Plutón
Totoltepec
Orogenia Mixteca
(facies esquisto verde)
Exumación
de rocas de alta presión
(facies eclogita)
Evento Orogénico
(facies esquisto verde)
Ortega-Gutiérrez et al. (1999)
Huerta, 
Amate, Las 
Minas 
 magmatismo
bimodal 
(480–440 Ma)
Nance et al. (2006)
Keppie et al. (2008)
Unidad 
Salada , 
Cosoltepec 
(440±14 Ma)
G
rupo
Petlalcingo
P
C
D
S
O
_
^
Figura 1: Diagrama de relaciones espaciales y temporales que muestra la tectono-
estratigrafía tradicional (izquierda) y revisada (derecha) del Complejo
Acatlán. Figura modificada de Ortega-Gutiérrez et al. (1999); Nance et al.
(2006); Keppie et al. (2008).
rumbo norte y buzamiento de alto ángulo, así como pliegues de dirección
N–S, por cual la foliación se encuentra plegada a nivel local. Además, Malo-
ne et al. (2002) sugieren que el emplazamiento del plutón puede haber sido
sintectónico con respecto a la deformación regional.
Datos geoquímicos de un estudio de reconocimiento de rocas del putón
Totoltepec reflejan una afinidad calco-alcalina (Malone et al., 2002). Isotópi-
camente, el plutón Totoltepec ha dado valores de �Nd(t) más positivos y
edades modelo TDM más jóvenes (Yañez et al., 1991) en comparación a plu-
tones contemporáneos en el sur de México, lo que indica que proviene de
una fuente de carácter más juvenil. La intrusión ha sido interpretada como
parte de un arco continental Pérmico–Triásico que se extiende a lo largo de
México centro-oriental (Torres et al., 1999; Malone et al., 2002; Keppie et al.,
2004a). Alternativamente, de acuerdo con su modelo paleogeográfico, Vega-
Granillo et al. (2009) consideran el plutón como un producto de la colisión
continental y una expresión local de la orogenia Ouachita-Alleganiana.
La Formación Tecomate, originalmente definida por Rodríguez-Torres
(1970), es una unidad clástica ligeramente metamorfoseada, pero intensa-
mente deformada que consiste en alternancias de rocas psammiticas-pelíti-
cas, mármoles y conglomerados de cantos rodados, así como rocas volcáni-
cas que principalmente están formadas por flujos y tobas con escasas unida-
des félsicas (Ortega-Gutiérrez, 1993; Sánchez-Zavala et al., 2000). En su área
tipo, la Formación Tecomate ocurre en una zona de cizalla subvertical de
orientación N–S situado entre la ciudad de Acatlán de Osorio y el pueblo
de El Tecomate (Ortega-Gutiérrez, 1975), pero rocas correlacionables con la
1.1 marco geológico 4
Formación Tecomate también afloran localmente en los sectores norte y es-
te (por ejemplo, Ortega-Gutiérrez et al., 1999), así como el sector oeste del
Complejo Acatlán (Talavera-Mendoza et al., 2005; Vega-Granillo et al., 2009).
Según mapas geológicos publicados de la zona de estudio, la Formación
Tecomate está en contacto con el plutón Totoltepec en su margen sur y este
(Ortega-Gutiérrez et al., 1999), así como en sus bordes suroriente y oeste
(Keppie et al., 2004a).
La edad de depositación de la Formación Tecomate es sujeto de controver-
sia. Originalmente, se infirió como Devónica (Fig. 1) basada principalmente
en la presencia de equinodermos, crinoides, blastoideos y micromoluscos
de edad pre-Carbonífero obtenidos en esta unidad (Ortega-Gutiérrez, 1993)
y en la interpretaciónde que la formación está intruida por el granito La
Noria (Ortega-Gutiérrez et al., 1999), de los cuales datos U-Pb (circón) in-
dicaban una edad Devónico Tardío. Sin embargo, más recientemente, la
fauna recuperada de tres horizontes diferentes de mármol ha permitido
precisar una edad pérmica temprana a media para la depositación de la
Formación Tecomate en el área tipo (Keppie et al., 2004b). Estas restriccio-
nes paleontológicos han sido corroboradas por edades U-Pb SHRIMP de
aproximadamente 320–264 Ma de circones separados de cantos de granito
en los metaconglomerados de la Formación Tecomate en la parte oriental
del Complejo Acatlán. Sin embargo, datos geocronológicos publicados de
la Formación Tecomate (Keppie et al., 2004b; Sánchez-Zavala et al., 2004;
Talavera-Mendoza et al., 2005) sugieren que la unidad, como se define ac-
tualmente, puede ser de diferentes edades en diferentes lugares.
La Formación Tecomate ha sido interpretada como un sedimento sino-
rogénico depositado posterior al emplazamiento de una capa cabalgante
(Ortega-Gutiérrez, 1993; Weber et al., 1997), una secuencia turbidítica rela-
cionada a un arco volcánico depositado en la zona frontal de una colisión
de arco-continente (Sánchez-Zavala et al., 2000), un depósito de arco y de
extensión intracontinental (Talavera-Mendoza et al., 2005) y un sedimento
marino somero de ante-arco (Keppie et al., 2004b).
Basado en el traslape de las edades de depósito y similitudes faunísticas,
la Formación Tecomate se ha correlacionado con la Formación San Salvador
Patlanoaya de edad Devónico Superior a Pérmico Inferior en la parte norte
del Complejo Acatlán (Keppie et al., 2004b). Sin embargo, a diferencia de la
Formación Tecomate que ha sido deformada en forma penetrativa y afecta-
da por metamorfismo en facies del esquisto verde, la Formación Patlanoaya
no está metamorfoseada y casi no ha sido deformada.
Mediciones de la forma de clastos en metaconglomerados de la Forma-
ción Tecomate en el área de estudio cerca de San José Chichihualtepec han
dado esferoides alargados, con dimensiones típicos de la deformación trans-
tensional (Morales-Gámez et al., 2009). Una edad 40Ar/39Ar de 263 ± 3 Ma
para una filita sericítica de la Formación Tecomate adyacente a la zona de
estudio ((Morales-Gámez et al., 2009) define el límite de edad de esta de-
formación. Adicionalmente, se ha documentado cizallamiento lateral N–S
entre aproximadamente 307 y 269 Ma a lo largo de la falla Caltepec (Elías-
1.2 motivación, objetivos y metodología 5
Herrera y Ortega-Gutiérrez, 2002; Elías-Herrera et al., 2005). El significado
del mecanismo y los límites temporales de la deformación con respecto a la
configuración paleogeográfica regional y su papel en el emplazamiento del
plutón Totoltepec permanecen inexplorados.
Se ha reportado que la Formación Cosoltepec aflora en la parte sur de
la zona de estudio, donde está en contacto con el plutón Totoltepec en sus
márgenes sur y oeste (Ortega-Gutiérrez, 1978; Ortega-Gutiérrez et al., 1999;
Malone et al., 2002). En el mapa geológico de Keppie et al. (2004a), las rocas
de la Formación Cosoltepec sólo afloran en una zona estrecha a lo largo
del límite suroeste del plutón Totoltepec. La Formación Cosoltepec está de-
finida como una secuencia monótona de metapelitas y metapsamitas con
escasas intercalaciones de anfibolita. Originalmente la unidad fue incluida
en el Grupo Petlalcingo de edad Cámbrico–Ordovícico (Ortega-Gutiérrez,
1978), pero trabajos geocronológicos recientes han identificado grupos de
circones detríticos más jóvenes de edad Ordovícico (∼455 Ma: Keppie et al.,
2004a, 2006), Devónico-Carbonífero (∼410 y/o ∼374 Ma: Talavera-Mendoza
et al., 2005), o de edad Carbonífero (∼352 Ma: Morales-Gámez et al., 2008)
en las unidades asignadas originalmente a la Formación Cosoltepec; esto
indica que está compuesta por diferentes unidades. El ambiente tectónico
para la depositación de las rocas de la Formación Cosoltepec sigue siendo
parte de la discusión en curso, ya que la unidad ha sido interpretada co-
mo un prisma de acreción (Ortega-Gutiérrez et al., 1999), una secuencia del
margen pasivo (Talavera-Mendoza et al., 2005; Vega-Granillo et al., 2007) o
un depósito de la eminencia continental (Keppie et al., 2006).
1.2 motivación, objetivos y metodología
Basado en una serie de estudios de reconocimiento del área (por ejem-
plo, Yañez et al., 1991; Malone et al., 2002; Keppie et al., 2004a,b), el plutón
Totoltepec y la Formación Tecomate son propuestos como pertenecientes a
un arco magmático continental del Pérmico–Triásico que se extiende desde
el suroeste de los Estados Unidos y continua a lo largo de México centro-
oriental (Centeno-García y Silva-Romo, 1997; Torres et al., 1999; Dickinson
y Lawton, 2001). Sin embargo, la existencia de este arco se basa en (i) una
cantidad limitada de datos geocronológicos, la mayoría de los cuales se han
obtenido utilizando métodos isotópicos K-Ar y Rb-Sr (por ejemplo, Torres
et al., 1999; Schaaf et al., 2002; Yañez et al., 1991) que son conocidos por ser
indicadores menos confiables para establecer la edad de cristalización de un
plutón en comparación a la geocronología U-Pb de circones (por ejemplo,
Steiner y Walker, 1996), y (ii) escasos datos geoquímicos de rocas ígneas del
Paleozoico tardío en México (Torres et al., 1999; Solari et al., 2001; Malone
et al., 2002; Rosales-Lagarde et al., 2005; Arvizu et al., 2009). Por otra parte,
una firma geoquímica de arco en las rocas ígneas de composición félsica
e intermedia suele interpretarse como una evidencia directa de magmatis-
mo de arco contemporáneo. Sin embargo, modelos para la generación de
magma intermedio y silícico incluyen tanto la diferenciación de magmas
1.2 motivación, objetivos y metodología 6
máficos derivados del manto por cristalización fraccionada dentro de la
corteza o el manto superior (por ejemplo, Gill, 1981), como la fusión parcial
de rocas de la corteza pre-existente (por ejemplo, Thompson, 1982). Por lo
tanto, una firma geoquímica de arco en rocas ígneas de composición félsi-
ca o intermedia puede ser adquirido como resultado de la subducción de
litosfera oceánica (por ejemplo, Pearce y Peate, 1995), o por la fusión de
la corteza continental que ha sido generada por procesos de subducción
(por ejemplo, Turner et al., 1996; Kuscu et al., 2010). La composición isotópi-
ca y/o la abundancia de xenolitos de granulita en las rocas ígneas que se
utilizaron para definir el arco magmático continental del Pérmico–Triásico
indican que están significativamente contaminados por la corteza continen-
tal. El terreno Oaxaquia, que incluye rocas de aproximadamente 1.0 Ga del
núcleo cristalino de México, registra un episodio de magmatismo de arco
entre aproximadamente 1300 y 1200 Ma (Keppie y Ortega-Gutiérrez, 2010).
Por lo tanto, las abundancias de los elementos exhibidos por las rocas de
arco principalmente félsicas, derivados de la corteza o contaminados que
intruyen el basamiento de tipo Oaxaquia, puede reflejar una herencia en
lugar de una firma de arco original. Antes de poder utilizar estas rocas
para reconstruir la evolución de un arco magmático, el origen de la firma
geoquímica con respecto a la generación de magmas félsicos tiene que ser
evaluado críticamente. Se necesitan más datos y una evaluación rigurosa
de éstos para demostrar de manera incuestionable la existencia de un arco
regional del Paleozoico tardío. En este estudio, datos geocronológicos, geo-
químicos y estructurales del plutón Totoltepec son combinados con datos
geoquímicos y geocronológicos de rocas volcaniclásticas contemporáneas
de la Formación Tecomate, para proporcionar un modelo de los procesos
relacionados con la subducción en diferentes niveles de la corteza y ade-
más refinar las características temporales y espaciales, así que la evolución
del arco propuesto.
En cinturones orogénicos el plutonismo granitoide se presenta con fre-
cuencia asociado espacial y temporalmente con sitios de deformación acti-
va (Hutton, 1988), donde el ascensoy el emplazamiento de magma pueden
ser controlados por zonas de cizallamiento de niveles corticales profundos
(Brown y Solar, 1998). En un estudio de reconocimiento, Malone et al. (2002)
observaron que los diques que cortan la foliación de forma oblicua en el plu-
tón Totoltepec contienen una foliación interna paralela a sus márgenes del
dique, lo que sugiere un posible emplazamiento sintectónico con respec-
to a la deformación regional. Sin embargo, no existen datos estructurales
definitivos que establezcan los plazos de la deformación en relación al es-
tado de cristalización del plutón (siguiendo los criterios de, por ejemplo,
Blumenfeld y Bouchez, 1988; Paterson et al., 1989, 1991; Miller y Paterson,
1994) para sustanciar la naturaleza sin-cinemática de intrusión. Mostrar que
el emplazamiento del plutón fue acompañado por deformación regional es
de suma importancia, ya que los plutones sintectónicos bien datados se
pueden utilizar para evaluar la temporalidad, el mecanismo y la historia
térmica de la deformación regional (por ejemplo, Ingram y Hutton, 1994;
1.2 motivación, objetivos y metodología 7
Tribe y D’Lemos, 1996). Teniendo en cuenta los trabajos anteriores, que han
relacionado el plutón Totoltepec con un arco magmático regional, un plutón
emplazado sintectónicamente marcaría un lugar excepcionalmente adecua-
do para investigar la cinemática y el desarollo geodinámico de un sistema
de falla en un arco continental antiguo y explorar la relación entre el mag-
matismo granitoide y la deformación en un margen de placa convergente.
Este estudio demuestra que el emplazamiento fue contemporáneo con la de-
formación, proporciona límites en cuanto a profundidad de emplazamiento,
tasa de exhumación e historia de enfriamiento del plutón, empleando una
combinación de geocronología U-Pb y 40Ar/39Ar, el análisis de meso y mi-
crofábrica y de termobarometría de aluminio en hornblenda. Además, el
estudio identifica el desarrollo de las fábricas, la secuencia temporal y los
mecanismos de emplazamiento de las diversas fases intrusivas. Por otra
parte, se desarrolla un modelo que pretende explicar el emplazamiento del
plutón en el contexto de fallamiento regional de orientación N–S y meca-
nismo transcurrente-dextral. Estos datos ayudan a entender la cinemática
del sistema de fallas que permitió el emplazamiento y la exhumación del
plutón como un medio para reconstruir la evolución geodinámica del arco
magmático del Paleozoico tardío.
Existen dos modelos en competencia concernientes a la posición paleo-
geográfica del terreno Mixteco en relación a la configuración de Pangea en
el Paleozoico. Keppie et al. (2010) y Weber et al. (2007) ubican el terreno Mix-
teca en el margen activo occidental de Pangea, mientras que Vega-Granillo
et al. (2009) consideran que el terreno se ubicó en la zona de colisión en-
tre Gondwana y Laurentia. Un tercer modelo, que se basa en un modelo
alternativo de Pangea (Pangea-B, Irving, 1977; Morel y Irving, 1981) invo-
cando un mega-sistema de cizallamiento dextral, coloca el terreno Mixteca
frente al nordeste de Canadá en el Jurásico (Böhnel, 1999). Por lo tanto,
la ubicación del terreno Mixteca en el sur de México en las reconstruccio-
nes paleogeográficas del Paleozoico tardío tiene implicaciones profundas
para las hipótesis Pangea-A y -B. En este estudio, se evalúan los diferen-
tes escenarios; la evaluación se basa en determinar la fuente de magma
y el mecanismo de emplazamiento del plutón Totoltepec, así como el am-
biente tectónico y la procedencia de la Formación Tecomate. A su vez, es-
to permite evaluar el significado geodinámico de estas rocas en relación
con la amalgamación y la desintegración de Pangea. Dependiendo de si la
ubicación paleogeográfica del terreno Mixteca en el Paleozoico tardío era
periférica o interna con respecto a Pangea, el magmatismo y los procesos
de formación de cuenca caracterizados por el plutón Totoltepec y la For-
mación Tecomate representan eventos relacionados a la subducción en un
orógeno periférico del tipo andino, o eventos colisionales parecidos a las de
la orogenia Ouachita-Alleganiana en el sur de los Apalaches. Estos procesos
del Paleozoico tardío en cualquier de los dos ambientes tectónicos posibles
son pertinentes a un proceso importante de escala global que involucra la
transferencia de las zonas de subducción desde el interior de Pangea a la
periferia (por ejemplo, Murphy y Nance, 2008; Murphy et al., 2009).
1.2 motivación, objetivos y metodología 8
En la primera sección de este trabajo se presentan los datos geológicos de
campo, petrografía, geocronología U-Pb de circones y geoquímica de ele-
mentos mayores y trazas, así como geoquímica isotópica de Sm-Nd para
el plutón Totoltepec y la Formación Tecomate de la zona de estudio. Las
descripciones detalladas de las metodologías están incluidas en el Apén-
dice A.1. Las edades de cristalización de las fases plutónicas y las edades
detríticas de las rocas metasedimentarias fueron obtenidas por medio de la
ablación láser (LA-ICP-MS) en el Laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI),
Centro de Geociencias, UNAM. Los granos de circón fueron separados utili-
zando diferentes protocolos analíticos con el fin de maximizar la pureza del
concentrado obtenido, así como minimizar cualquier sesgo. Se realizaron
observaciones por catodoluminiscencia (CL) antes de los análisis LA-ICP-
MS para ayudar a la selección de puntos y para aumentar la interpretabi-
lidad geológica de los resultados. Los datos de edad son utilizados para
establecer la secuencia de intrusión del plutón Totoltepec, la edad máxima
de sedimentación y la procedencia de la Formación Tecomate en el área de
estudio. Los datos geoquímicos (véase el Apéndice A.2 para detalles me-
todológicos), obtenidos del Regional Geochemical Centre de Saint Mary’s
University en Nueva Escocia, Canadá, se utilizan para evaluar el ambiente
tectónico del plutón Totoltepec y la Formación Tecomate. Datos isotópicos
de Sm-Nd, adquiridos del Atlantic Universities Regional Isotopic Facility
(AURIF), Memorial University en Terranova, Canadá, se emplean como tra-
zador tectónico para investigar la fuente de magma del plutón Totoltepec y
para proporcionar información sobre la procedencia de las rocas de la For-
mación Tecomate; éstos complementan los datos geocronológicos. También
se incluye una revisión de los datos geocronológicos, geoquímicos e isotó-
picos de los sistemas magmáticos aproximadamente coetáneos en México y
Guatemala así como propios datos geoquímicos e isotópicos de los plutones
Cozahuico y La Carbonera en el Complejo Oaxaqueño.
La segunda sección de la tesis contiene datos meso- y micro-estructurales,
petrográficos, de microsonda, termobarométricos y geocronológicos del plu-
tón Totoltepec; éstos se utilizan para investigar la historia de emplazamiento
del plutón y su significado en el desarrollo geodinámico del arco continen-
tal del Paleozoico tardío en el sur de México. Se llevó a cabo un extenso
trabajo de campo para documentar las relaciones de contacto internos y
externos al plutón, recabar datos estructurales, así como muestrear para
secciones delgadas, análisis de microsonda y análisis geocronológicos. Las
observaciones petrográficas de láminas delgadas y los análisis de microson-
da se utilizan para examinar la asociación de fases y para determinar la
composición de algunos minerales. La historia de la deformación del plu-
tón está reconstruida sobre la base de microestructuras distintivas que se
desarrollan por diferentes mecanismos de recristalización dinámica. Con el
fin de obtener una estimación de la profundidad del emplazamiento y la
tasa de exhumación, se emplea una combinación de termobarometría Al-
en-hornblenda y dataciones por el método 40Ar/39Ar. Los datos químicos
de plagioclasa y hornblenda coexistente fueron obtenidos mediante micro-
1.2 motivación, objetivos y metodología 9
sonda electrónica y espectrometría de dispersión por longitud de onda en
el Laboratorio Universitario de Petrología (LUP) del Institutode Geofísica
(UNAM) en la Ciudad de México. Los fechamientos de moscovita median-
te 40Ar/39Ar se llevaron a cabo por un procedimiento de calentamiento
en pasos con láser en el Geochronology Research Laboratory de Queen’s
University en Kingston, Canadá (véase el Apéndice A.3 para las especifica-
ciones técnicas y detalles del método analítico). En conjunto, estos datos se
utilizan para explicar la intrusión, deformación y exhumación del plutón
en el contexto del marco estructural regional.
La tercera sección está constituida por una guía de una excursión geo-
lógica, publicada como parte del Programa Internacional de Correlación
Geológica Proyecto 597 (IGCP—amalgamación y ruptura de Pangea) y la
108
a Reunión Anual de la Sección Cordillerana del GSA en Querétaro, Mé-
xico (28 a 31 marzo 2012). La guía da una visión general de los eventos del
Pensilvánico–Jurásico en la periferia de Pangea. El capítulo correspondiente
a la zona de estudio describe las relaciones de campo en una serie de aflo-
ramientos considerados principales y resume datos publicados. Además,
contiene datos nuevos de geocronología U-Pb y 40Ar/39Ar, geoquímica y
geoquímica isotópica Sm-Nd.
2
G E O Q U Í M I C A Y G E O C R O N O L O G Í A D E L A S U N I D A D E S
D E L C A R B O N Í F E R O – P É R M I C O
Artículo: Kirsch, M., Keppie, J.D., Murphy, J.B., y Solari, L.A., 2012, Permi-
an–Carboniferous arc magmatism and basin evolution along the western
margin of Pangea: geochemical and geochronological evidence from the
eastern Acatlán Complex, southern Mexico: Geological Society of America
Bulletin, en prensa, doi: 10.1130/B30649.1.
Contribuciones individuales de los autores:
Moritz Kirsch: concepción y diseño del estudio; trabajo de campo el
cual incluye mapeo, selección de puntos de muestreo y toma de mues-
tras para análisis de geoquímica y geocronología U-Pb; adquisición de
los datos LA-ICP-MS, incluyendo la separación de circones y catodo-
luminiscencia; revisión de literatura; análisis e interpretación de datos;
redacción del artículo.
J. Duncan Keppie: contribución a la concepción y el diseño; supervi-
sión de las actividades de campo; participación en la interpretación de
los datos y en la revisión del artículo remitido; adquisición de fondos.
J. Brendan Murphy: contribución a la concepción y el diseño; supervi-
sión de las actividades de campo; participación en la interpretación de
los datos y en la revisión del artículo remitido; adquisición de fondos.
Luigi A. Solari: participación en la interpretación de datos y en la revi-
sión del artículo remitido; responsable de las instalaciones de análisis
LA-ICP-MS.
10
Permian–Carboniferous arc magmatism and basin evolution along 
the western margin of Pangea: Geochemical and geochronological 
evidence from the eastern Acatlán Complex, southern Mexico
Moritz Kirsch1,†, J. Duncan Keppie2, J. Brendan Murphy3, and Luigi A. Solari1
1Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, 76230 Querétaro, QRO, Mexico
2Departamento de Geología Regional, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, 04510 México D.F., Mexico
3Department of Earth Sciences, St. Francis Xavier University, Antigonish, Nova Scotia B2G 2W5, Canada
ABSTRACT
In the Acatlán Complex of southern Mex-
ico, a late Paleozoic assemblage, consisting of 
a gabbro-diorite-tonalite-trondhjemite suite 
(Totoltepec pluton) and clastic-calcareous 
metasedimentary rocks (Tecomate Forma-
tion), postdates collisional orogeny that re-
sulted in the amalgamation of Pangea. This 
region offers a rare opportunity to examine 
assemblages developed at different crustal 
levels along the periphery of Pangea at the 
critical stage between amalgamation and 
breakup. The Totoltepec pluton consists of 
minor mafi c-ultramafi c rocks (306 ± 2 Ma; 
concordant U-Pb zircon analysis) that are 
marginal to the main mafi c-felsic intrusion 
(289 ± 2 Ma). Geochemistry of the marginal 
rocks indicates an arc tholeiitic to calc-alka-
line character with high large ion litho-
phile elements (LILEs)/high fi eld strength 
elements (HFSEs), fl at rare earth element 
(REE) patterns, and initial εNd values of 
+1.3 to +3.3. The younger Totoltepec phase 
exhibits a calc-alkaline trace-element geo-
chemistry with fl at to moderately fraction-
ated light (L) REE–enriched patterns and 
initial εNd values of –0.8 to +2.6, which are 
also consistent with an arc environment. The 
Sm-Nd isotopic signature is more primitive 
compared to contemporaneous arc-related 
igneous rocks in southern Mexico, suggest-
ing the pluton was emplaced in a less ma-
ture, outboard part of the arc, and/or along 
a fault conduit. The Tecomate Formation, as 
currently defi ned, is a composite of lithologi-
cally similar strata deposited in several fault-
bounded basins ranging from Carboniferous 
to Early Permian in age. To the south of the 
Totoltepec pluton, the depositional age of the 
Tecomate Formation is tightly constrained in 
one section to ca. 300 Ma, but in another sec-
tion, it is between ca. 288 and ca. 263 Ma. The 
Tecomate Formation rocks are interpreted 
to have been derived from a late Paleozoic 
arc based on (1) arc-related geochemistry, 
(2) εNd(t) values ranging from –5.6 to +0.3 (t = 
288 Ma) that overlap those of the Totoltepec 
pluton, and (3) detrital zircons with predomi-
nantly Carboniferous–Permian ages. The 
Totoltepec and Tecomate units in the study 
area form part of a continental arc extending 
from Guatemala to California, which neces-
sitates subduction of the paleo-Pacifi c oce-
anic lithosphere beneath the western margin 
of a Pangea-A confi guration.
INTRODUCTION
Although it is accepted that Pangea had 
largely been assembled by the Carboniferous–
Permian, two competing models have been 
proposed for the late Paleozoic confi guration of 
the supercontinent: Pangea-A, essentially the 
“Wege nerian” fi t (Bullard et al., 1965; Smith 
and Hallam, 1970), and Pangea-B (Irving, 1977; 
Morel and Irving, 1981; Muttoni et al., 2003), 
which is based on the paleomagnetic data in 
which Gondwana is positioned ~3000 km 
farther east relative to Laurasia. In paleogeo-
graphic reconstructions of Pangea-A, southern 
Mexico occupies a position similar to its present 
location relative to North America (Figs. 1A and 
1B; e.g., Fang et al., 1989; Alva-Valdivia et al., 
2002), whereas in reconstructions of Pangea-B, 
southern Mexico is placed off eastern Canada 
during the Jurassic (Fig. 1C; Böhnel, 1999). 
There are also variants of the Pangea-A recon-
struction, in which southern Mexico is either 
peripheral (Keppie, 2004; Keppie et al., 2008a, 
2010; Fig. 1A) or internal to Pangea, between 
the Maya terrane and the southern United States 
(Talavera-Mendoza et al., 2005; Vega-Granillo 
et al., 2007, 2009; Fig. 1B).
Based on reconnaissance studies (e.g., Keppie 
et al., 2004a), the Totoltepec pluton and the 
Tecomate Formation in the eastern Acatlán 
Complex (Mixteca terrane) of southern Mexico 
are inferred to be part of a late Paleozoic con-
tinental arc assemblage that extended from 
the south ern United States through Mexico to the 
northern Andes (Torres et al., 1999; Dickinson 
and Lawton, 2001). Alternatively, in accordance 
with their hypothesized within-Pangea location, 
Vega-Granillo et al. (2009) attributed late Paleo-
zoic tectonothermal events in southern Mexico 
(including the eastern Acatlán Complex) to be 
related to continental collision (Alleghanian 
orogeny). In order to test the validity of these 
contrasting models, we investigated the tectonic 
setting of the Totoltepec pluton and Tecomate 
Formation using a combination of new geo-
chemical, isotopic, and geochronological data. 
Examining magmatic systems in conjunction 
with sedimentary rocks enables the expression 
of tectonic events at different crustal levels to be 
documented.
Almost all of the crystallization ages of plu-
tons used by Torres et al. (1999) to constrain 
the age of the hypothesized magmatic arc 
wereobtained using K-Ar or Rb-Sr isotopic 
methods, which are known to be susceptible to 
postcrystallization processes and hence may be 
less precise than U-Pb zircon geochronology 
in obtaining ages of magmatic crystallization. 
The central phase in the Totoltepec pluton has 
been investigated by reconnaissance U-Pb geo-
chronology (Yañez et al., 1991; Keppie et al., 
2004a). However, mafi c igneous rocks at the 
margin of the Totoltepec pluton have not been 
dated, so the age range of the pluton is not con-
strained, and its regional signifi cance is unclear. 
Although the existence of a Permian–Triassic 
For permission to copy, contact editing@geosociety.org
© 2012 Geological Society of America
 1607
GSA Bulletin; September/October 2012; v. 124; no. 9/10; p. 1607–1628; doi:10.1130/B30649.1; 15 fi gures; 1 table; Data Repository item 2012220.
†E-mails: moritz@geociencias.unam.mx; moritz
.kirsch@gmail.com
 on September 13, 2012gsabulletin.gsapubs.orgDownloaded from 
Kirsch et al.
1608 Geological Society of America Bulletin, September/October 2012
arc in Mexico has been proposed (e.g., Torres 
et al., 1999; Dickinson and Lawton, 2001; 
Centeno-García, 2005), geochemical data of late 
Paleozoic igneous rocks that would test this pro-
posal are scarce (Torres et al., 1999; Solari et al., 
2001; Malone et al., 2002; Rosales-Lagarde et al., 
2005; Arvizu et al., 2009). Thus, neither the 
age nor the geochemistry of the magmatism, 
which are both crucial in assessing its potential 
geodynamic connection to the evolution of Pan-
gea, is precisely constrained. We present U-Pb 
geochronology coupled with geochemical and 
Sm-Nd isotopic data to refi ne the age range of 
the hypothesized late Paleozoic arc in southern 
Mexico and to assess its geo dynamic signifi -
cance relative to the amalgamation and breakup 
of Pangea.
Sedimentary sequences containing detritus 
from an orogenic source provide complemen-
tary data that can be used to constrain the role 
of basin formation as well as uplift and exhuma-
tion of the crust during orogenesis. Conglomer-
ates in the Tecomate Formation in the study area 
contain granitic pebbles (Keppie et al., 2004b), 
suggesting a potential linkage between magma-
tism and basin evolution. However, based on the 
available data, it is unclear whether the Teco-
mate Formation, which has been mapped on the 
basis of lithologic comparison, is the same age 
in different locations. In this paper, we investi-
gate this possibility by providing U-Pb laser-
ablation–inductively coupled plasma–mass 
spectrometry (LA-ICP-MS) age data of single 
detrital zircon grains to help constrain the depo-
sitional age of the Tecomate Formation in the 
study area as well as enable a comparison with 
the equivalent data from the type area in the cen-
tral Acatlán Complex. In addition, we combine 
these data with petrographic, geochemical, and 
Sm-Nd isotopic evidence to assess the prov-
enance and tectonic setting of these metasedi-
mentary rocks.
Taken together, the data from the Totoltepec 
pluton and the Tecomate Formation constrain 
processes operating at different crustal levels 
at a critical time in the evolution of Pangea. 
These data also bear on the Pangea-A versus 
Pangea-B controversy and on the location of 
southern Mexico in reconstructions of Pangea. 
If indeed southern Mexico was in a periph-
eral position with respect to Pangea in the late 
Paleo zoic (Pangea-A confi guration), then this 
region offers a rare opportunity to examine 
the subduction-related magmatic and basin-
forming events after continental collision. If, on 
the other hand, the magmatism and basin for-
mation refl ect collisional orogenesis (Pangea B 
confi guration), this region provides a record of 
these processes that can be compared with the 
Alleghanian orogeny in the Southern Appala-
chians. Our results indicate that the Totoltepec 
pluton and Tecomate Formation were both 
situated on the outboard part of a regionally 
extensive Pennsylvanian–Permian continental 
arc, consistent with subduction of paleo-Pacifi c 
oceanic lithosphere beneath the western margin 
of North America in a Pangea-A confi guration.
GEOLOGICAL SETTING
The Acatlán Complex in southern Mexico is 
tectonically bounded to the east by the Permian 
Caltepec fault zone, which separates it from 
the ca. 1 Ga Oaxacan Complex (Elías-Herrera 
and Ortega-Gutiérrez, 2002), and to the south 
by the Cenozoic La Venta and Chacalapa faults 
(Tolson, 2007; Solari et al., 2007), juxtaposing 
it against the Xolapa Complex (Fig. 2). To the 
west, the Acatlán Complex is thrust over Cre-
taceous platformal carbonates, located between 
the exposed Acatlán Complex and the emplaced 
Guerrero terrane (Centeno-García et al., 2008; 
Ramos-Arias and Keppie, 2011). To the north, 
the complex is unconformably overlain by 
Meso zoic rocks and the Cenozoic Trans-Mexi-
can volcanic belt (Ferrari et al., 1999).
The geological history of the Acatlán Com-
plex was recently summarized by Keppie et al. 
(2008a) and Vega-Granillo et al. (2009) and is 
not repeated here. Despite differences in the 
interpretation of this history, all authors agree 
that the late Paleozoic events involved subduc-
tion-related tectonothermal events; however, 
the polarity of subduction is debated, either 
eastward beneath Pangea (Keppie et al., 2008a) 
or northward beneath Laurentia (Vega-Granillo 
et al., 2009).
The Totoltepec pluton and the Tecomate For-
mation both occur within the Tonahuixtla fault 
block (Morales-Gámez et al., 2009), which is 
bounded in the west by the N-S–trending dex-
tral San Jerónimo fault (Fig. 3; Morales-Gámez 
et al., 2008), where the Tecomate Formation 
is tectonically juxtaposed against the Carbon-
iferous Salada unit along N-striking, dextral-
normal faults and above N-dipping shear zones 
(Morales-Gámez et al., 2008). In the east, the 
Totoltepec pluton and Tecomate Formation are 
delimited by the Tianguistengo normal fault 
(Fig. 3; Servicio Geológico Mexicano, 2001). 
Along its southern margin, the Totoltepec plu-
ton is thrust over metasedimentary rocks of the 
Tecomate Formation (Malone et al., 2002). The 
southern limit of the Tecomate Formation is not 
exposed in the study area, but the unit is inferred 
to structurally overlie rocks of the Cosoltepec 
Formation further south (Malone et al., 2002). 
The Cosoltepec Formation was originally 
thought to have been deposited in the Cam-
brian–Ordovician (Ortega-Gutiérrez, 1978), but 
recent geochronological data indicate that it is 
a composite of both Cambrian–Ordovician and 
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Figure 1. Paleogeographic reconstructions showing the location of the Mixteca terrane (Mx) in different confi gurations: (A) at the western 
margin of Pangea-A (modifi ed after Weber et al., 2007), (B) within Pangea-A (modifi ed after Vega-Granillo et al., 2009), or (C) off eastern 
Canada in the Jurassic (Pangea-B; modifi ed after Böhnel, 1999). Oax—Oaxaquia terrane; Coa—Coahuila terrane; CM—Chiapas Massif; 
CA—Colombian Andes.
 on September 13, 2012gsabulletin.gsapubs.orgDownloaded from 
Permian–Carboniferous arc magmatism and basin evolution along the western margin of Pangea
 Geological Society of America Bulletin, September/October 2012 1609
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Permian–Carboniferous arc magmatism and basin evolution along the western margin of Pangea
 Geological Society of America Bulletin, September/October 2012 1611
Devonian–Carboniferous units (Talavera-Men-
doza et al., 2005; Keppie et al., 2006, 2008b; 
Morales-Gámez et al., 2008; Ortega-Obregón 
et al., 2009). To the northeast, an unnamed 
amphibolites-facies unit (consisting of garnet 
schist and quartzite with rare amphibolite dikes) 
is in tectonic contact with the Totoltepec pluton 
and the Tecomate Formation (Fig. 3). An uncon-
formity, locally modifi ed by normal faulting, 
marks the northern contact between the pluton 
and overlying red beds of inferred Jurassic age 
(Malone et al., 2002).
The Totoltepec pluton is compositionally 
diverse, ranging from hornblendite and horn-
blende gabbro through diorite to tonalite, 
trondhjemite, granodiorite, monzogranite, and 
quartz-rich granitoid. The petrography of these 
rocks is described in detail in Kirsch et al. 
(2012). Plagio clase-rich cumulates are found lo-
cally in the central part of the pluton. The horn-
blendite and hornblende gabbro occur only in 
three 0.2–0.6 km2 lens-shaped bodies along the 
northeastern margin of the pluton that coincide 
with relatively high-amplitude magnetic anom-
alies (Servicio Geológico Mexicano, 2004a, 
2004b). Although the exposed contacts between 
the main and marginal phases are faults, the mar-
ginal bodies are cut by trondhjemitic dikes iden-
tical to those in the main phase, implying that the 
faults have limited displacement. Only the trond-
hjemite and diorite were dated, and they yielded 
ages of 287 ± 2 Ma and 289 ± 1 Ma, respectively 
(U-Pb thermal ionization mass spectrometry 
[TIMS] zircon ages; Yañez et al., 1991; Keppie 
et al., 2004a). Within the pluton, a locally devel-
oped, subvertical fabric is defi ned by fl attened 
quartz and feldspar grains as well as by aligned 
hornblende. Al-in-hornblende thermobarometric 
data from the main phase (Kirsch et al., 2012) 
indicate that the pluton was emplaced intomid-
crustal levels (~20 km).
The Tecomate Formation adjacent to the 
Totoltepec pluton consists of greenschist-facies 
metapelite, feldspar-bearing metapsammite 
with local intercalations of metaconglomer-
ate, unfossiliferous marble horizons, and rare 
very fi ne-grained, green, tuffaceous layers. The 
metapsammites are made up of quartz, plagio-
clase, and K-feldspar, phyllosilicates (white 
mica, biotite partially altered to chlorite), and 
opaque minerals, as well as secondary carbon-
ate and epidote. Relict feldspar porphyroclasts 
in the metapsammites are angular to subrounded 
and display a wide range of grain sizes. Pebble- 
to cobble-sized clasts in the metaconglomerate 
are composed of trondhjemite, vein quartz, and 
metapsammite. Marble horizons, a distinctive 
feature of the Tecomate Formation, occur as 
intensely deformed, 1–2-m-thick tabular bodies 
that are occasionally boudinaged. Apart from 
abundant quartz veins, thin granitoid dikes are 
localized to an area south of Santo Domingo 
Tonahuixtla. Though lithologically identical to 
the Tecomate Formation type area in the cen-
tral Acatlán Complex (Ortega-Gutiérrez, 1978), 
reconnaissance geochronological analyses of 
Tecomate Formation metasedimentary rocks 
from the fi eld and the type area, respectively 
(Keppie et al., 2004b; Sánchez-Zavala et al., 
2004), have yielded distinct detrital zircon age 
populations, suggesting contrasting sources for 
the two units.
U-Pb GEOCHRONOLOGY
Analytical Methods
Seven samples (see Table A1a1 and Fig. 3 for 
locations) were collected for U-Pb zircon dat-
ing by LA-ICP-MS at the Laboratorio de Estu-
dios Isotópicos (LEI), Centro de Geociencias, 
Universidad Nacional Autónoma de México, 
Mexico. Zircons were extracted using standard 
mineral separation techniques, as described by 
Solari et al. (2007). For details on the analytical 
procedure, see GSA Data Repository fi le 1 (see 
footnote 1).
In fi gures, tables, and results, 206Pb/238U ages 
are quoted for zircons younger than 1.0 Ga, 
whereas older grains are quoted using their 
207Pb/206Pb ages (e.g., Gehrels et al., 2006). 
The latter ages become increasingly imprecise 
younger than 1.0 Ga due to small amounts of 
207Pb. Zircon analyses with <10% normal and 
<5% reverse discordance are considered to be 
geologically meaningful (e.g., Harris et al., 
2004; Dickinson and Gehrels, 2008; Gehrels, 
2012) and are used to date the time of intrusion 
in igneous rocks or the maximum age of deposi-
tion in metasedimentary rocks. The latter is con-
sidered robust if it belongs to a cluster of three 
of more zircons with similar ages (e.g., Gehrels 
et al., 2006).
Results
Totoltepec Pluton
A sample of hornblende gabbro from one 
of the lens-shaped bodies at the northeastern 
margin of the Totoltepec pluton (TT-72) is com-
posed of hornblende, plagioclase, epidote, and 
chlorite, as well as accessory zircon, apatite, and 
opaque minerals (Table A1a [see footnote 1]). 
Zircons from the marginal mafic phase are 
≤370 µm in length and exhibit uniform igne-
ous oscillatory- and sector-zoning patterns. The 
analyses yielded 34 concordant 206Pb/238U ages 
(Table A1b [see footnote 1]; Figs. 4A and 4B) 
ranging from 299 ± 4 Ma to 311 ± 6 Ma. The 
TuffZirc (Ludwig and Mundil, 2002) 206Pb/238U 
age calculated from a coherent group of 25 zir-
con analyses is 306 ± 2 Ma.
The quartz diorite sample from the central 
part of the Totoltepec pluton (TT-76B) consists 
of oligoclase, quartz, muscovite, and chlorite, 
with accessory apatite, zircon, and magnetite 
(Table A1a [see footnote 1]). Zircons separated 
from the dioritic phase are relatively small 
(≤200 µm in length) and possess a complex in-
ternal texture with partially resorbed cores and 
zircon overgrowths, as revealed by cathodolu-
minescence (CL) imaging. Zircon data (Table 
A1c [see footnote 1]; Figs. 4C and 4D) range 
from 278 ± 2 Ma to 310 ± 4 Ma, exhibiting a 
slightly right-skewed distribution. The TuffZirc 
algorithm yields a 206Pb/238U age of 289 ± 2 Ma 
for a coherent group of 22 analyses.
Interpretation. The TuffZirc age of 306 ± 
2 Ma is interpreted as the time of intrusion of 
the Totoltepec hornblende gabbro. The other 
two marginal bodies (Fig. 3), which are spa-
tially proximal to the one dated and have similar 
dimensions and petrologic characteristics, are 
inferred to be coeval. The TuffZirc age of 289 ± 
2 Ma is interpreted as the crystallization age of 
the quartz diorite, corroborating earlier U-Pb 
dating by Yañez et al. (1991) and Keppie et al. 
(2004a), who reported concordant U-Pb zircon 
ages of 287 ± 2 Ma and 289 ± 1 Ma for the intru-
sion of the Totoltepec pluton near Tonahuixtla, 
respectively.
Tecomate Formation
Three metasedimentary samples from the 
Tecomate Formation (TT-486A, TT-81, TT-82), 
one sample from metasedimentary rocks previ-
ously mapped as the Cosoltepec Formation by 
Ortega-Gutiérrez (1978) (TT-612), and a sam-
ple of a thin granitoid dike (TT-615) intruding 
these metasedimentary rocks were collected 
for geochronological analysis (Table A1a [see 
footnote 1]; Fig. 3). Zircons from the psammitic 
sample TT-486A (consisting of quartz, musco-
vite, K-feldspar, and opaque minerals) from the 
Tecomate Formation in the northwestern part of 
the study area, in the hanging wall just above 
the fault contact with the Salada Unit (Fig. 3), 
yielded only Proterozoic ages (Figs. 5A–5B; 
Table A1d [see footnote 1]). Results show that 
75% of the 99 concordant zircon analyses fall 
in the age range between ca. 1014 and 1368 Ma. 
The second-largest population consists of 17 zir-
cons of early Mesoproterozoic age between ca. 
1407 and 1629 Ma. The weighted mean age (in-
corporating both internal analytical and external 
systematic error) of the youngest cluster over-
1GSA Data Repository item 2012220, analytical 
methods and tables of LA-ICP-MS geochronologi-
cal and geochemical data, is available at http://www
.geosociety.org/pubs/ft2012.htm or by request to 
editing@geosociety.org.
 on September 13, 2012gsabulletin.gsapubs.orgDownloaded from 
Kirsch et al.
1612 Geological Society of America Bulletin, September/October 2012
lapping in age at 2σ, calculated using the DZ 
Age Pick program developed at the LaserChron 
Center of the University of Arizona (www.geo
.arizona.edu/alc), is 1005 ± 17 Ma (three grains).
A metapsammite assigned to the Tecomate 
Formation in the eastern part of the fi eld area 
(TT-81) is composed mainly of quartz, plagio-
clase, muscovite, and opaque minerals. Zircons 
separated from this sample yielded 79 concor-
dant analyses ranging from 273 ± 10 Ma to 
1796 ± 34 Ma (Figs. 5C–5D; Table A1e [see 
footnote 1]). The most prominent population 
is defi ned by 50 grains between the ages of ca. 
277 and ca. 332 Ma. Three smaller populations 
are defi ned by ages of ca. 400–570 Ma, ca. 780–
845 Ma, and ca. 925–1240 Ma, respectively. 
The youngest cluster overlapping in age at 2σ 
error yields a weighted mean value of 288 ± 
3 Ma (eight grains).
A metapelite sample (TT-82) from the 
same area as TT-81 contains quartz, chlorite, 
and muscovite, as well as accessory miner-
als. Ninety-seven concordant zircons from this 
sample display an age span of 282 ± 2 Ma to 
2621 ± 42 Ma (Figs. 5E–5F; Table A1f [see 
footnote 1]), where a group of 16 grains with 
ages between ca. 293 and ca. 313 Ma defi nes the 
largest probability peak at ca. 303 Ma. Ages be-
tween ca. 905 Ma and 1230 Ma defi ne another 
signifi cant age cluster, whereas age populations 
of ca. 470–570 Ma and ca. 655–720 Ma are rep-
resented by 10 and 4 zircons, respectively. Two 
zircon analyses with ages between ca. 362 and 
ca. 385 Ma indicate a subordinate Devonian 
source. The youngest cluster overlapping in age 
at 2σ yields a weighted mean age of 299 ± 3 Ma 
(six grains).
The metapsammite (TT-612) collected south 
of Santo Domingo Tonahuixtla from a unit 
originally mapped as the Cosoltepec Forma-
tion is primarily made up of quartz, plagioclase, 
K-feldspar, and muscovite.Zircon analyses 
from this sample (Figs. 5G–5H; Table A1g [see 
footnote 1]) yielded 90 concordant ages rang-
ing from 289 ± 2 Ma to 2708 ± 22 Ma. The 
most dominant zircon population is made up 
of ages between ca. 299 and ca. 326 Ma, yield-
ing a probability peak at ca. 309 Ma. Another 
major age population is defi ned by ages of ca. 
950–1340 Ma. A smaller population has ages 
between ca. 420 and ca. 605 Ma, and includes 
TT-72 Gabbro
n = 34
90–105% conc.
A
F
re
qu
en
cy
0
5
10
15
R
elative probability
TT-76B Quartz Diorite 
n = 40
90–105% conc.
C D
B
R
elative probability
310 ± 2 Ma
285 ± 2 Ma
278 ± 1 Ma
289 ± 2 Ma
286 ± 2 Ma286 ± 2 Ma286 ± 2 Ma
100 µm
294 ± 2 Ma
100 µm100 µmm
301 ± 2 Ma301 ± 2 Ma301 ± 2 Ma
309 ± 2 Ma309 ± 2 Ma309 ± 2 Ma
306 ± 2 Ma306 ± 2 Ma306 ± 2 Ma
309 ± 2 Ma309 ± 2 Ma309 ± 2 Ma
2σ error ellipses
2σ error ellipses
290290290300300300
310310310320
19.2 19.6 20.0 20.4 20.8 21.2 21.6 22.0
280280280290290290300300300
310310310320
19 20 21 22 23
0.062
0.058
0.054
0.050
0.046
0.064
0.060
0.056
0.052
0.048
20
7 P
b/
20
6 P
b
20
7 P
b/
20
6 P
b
238U/206Pb
F
re
qu
en
cy
0
5
10
15
Age (Ma)
270 280 290 300 310 320
TuffZirc 206Pb/238U age
(94.8% conf, n = 22)
280
290
300
310
TuffZirc 206Pb/238U age
(95.7% conf, n = 25)
290
300
310
320
306 –1/+2 Ma
289 +1/–2 Ma
Figure 4. Histograms (A, C) as well as Tera-Wasserburg diagrams (B, D) for U-Pb laser ablation–inductively coupled plasma–mass spec-
trometry (LA-ICP-MS) zircon analyses of Totoltepec pluton rocks; mean 206Pb/238U age calculated by TuffZirc age algorithm of Ludwig and 
Mundil (2002). Black error bars are for the arguably syngenetic zircons, gray error bars for zircons likely to be xenocrystic, and white error 
bars indicate analyses ignored due to anomalously high errors. Also displayed are cathodoluminescence images of representative zircon 
crystals from dated rock samples.
 on September 13, 2012gsabulletin.gsapubs.orgDownloaded from 
Permian–Carboniferous arc magmatism and basin evolution along the western margin of Pangea
 Geological Society of America Bulletin, September/October 2012 1613
TT-81 Metapsammite
n = 79
90–105% conc.
C D309
288
400–570
780–845
925–1240
F
re
qu
en
cy
0
10
20
30
40
R
elative probability
TT-82 Metapelite
n = 97
90–105% conc.
E F303
282
342
470–570
655–720
905–1230F
re
qu
en
cy
0
10
20
30
40
R
elative probability
TT-486A Metapsammite
n = 99
90–105% conc.
1150
1265
1430–1590F
re
qu
en
cy
0
10
20
30
40
R
elative probability
TT-612 Metapsammite
n = 90
90–105% conc.
G
A
H
B
309
420–605 950–1340
F
re
qu
en
cy
0
10
20
30
R
elative probability
400
600
800
1000
1200
1400
1600
1800
0 4 8 12 16 20 24 28
0.12
0.10
0.08
0.06
0.04
0.068
0.064
0.060
0.056
0.052
0.048
20
7 P
b/
20
6 P
b
20
7 P
b/
20
6 P
b
20
7 P
b/
20
6 P
b
20
7 P
b/
20
6 P
b
600
1000
1400
1800
0 4 8 12 16 20 24 28
0.20
0.16
0.12
0.08
0.04
0.13
0.11
0.10
0.09
0.08
0.07
0.06
0.20
0.16
0.12
0.08
0.04
600
1000
1400
1800
0 4 8 12 16 20 24 28
2σ error ellipses
2σ error ellipses
2σ error ellipses
2σ error ellipses
}
}
}
} }
}}
}
}
Age (Ma)
0 500 1000 1500 2000 2500 238U/206Pb
0.062
0.060
0.058
0.056
0.054
0.052
0.050
0.064
0.060
0.056
0.052
0.084
0.080
0.076
0.072
800 
1000 1000 1000 
1200 1200 1200 
1400 1400 1400 
1600 1600 1600 
1800 1800 1800 
2 4 6 8 10 
0
5
10
290 300 310 320 330 340
0
5
10
15
270 280 290 300 310 320 330 340
19.8 20.2 20.6 21.0 21.4 21.8 22.2 
290 290 290 300 300 300 
310 310 310 320 320 320 
19.5 20.5 21.5 22.5 
270 270 270 280 280 280 290 290 290 300 300 300 
310 310 310 320 320 320 330 330 330 
19 20 21 
290 290 290 300 300 300 310 310 310 
320 320 320 330 330 330 340 340 340 
960 960 960 
1000 1000 1000 
1040 1040 1040 
1080 1080 1080 
5.4 5.6 5.8 6.4 
I J
2σ error ellipses
20
7 P
b/
20
6 P
b
0.20
0.16
0.12
0.08
0.04
TT-615 Granitoid dike
n = 57
90–105% conc.323
303
505–635 985–1310F
re
qu
en
cy
0
10
20
R
elative probability
600
1000
1400
1800
0 4 8 12 16 20 24
} }
0.068
0.064
0.060
0.056
0.052
0
2
4
6
8
290 300 310 320 330 340
19 20 21 
290 290 290 300 300 300 310 310 310 
320 320 320 330 330 330 340 340 340 
Weighted mean age = 
288 ± 3 Ma
Weighted mean age = 299 ± 3 Ma
Weighted mean age = 303 ± 3 Ma
Weighted mean age = 
 1005 ± 17 Ma
Weighted mean age = 298 ± 3 Ma
0
5
10
280 300 320 340 360
635
Figure 5. Relative age probabil-
ity and histogram plots (A, C, E, 
G, I) as well as Tera-Wasserburg 
concordia diagrams (B, D, F, 
H, J) for U-Pb laser ablation–
inductively coupled plasma–mass 
spectrometry (LA-ICP-MS) zir-
con analyses of Chichihualtepec 
Tecomate Formation metasedi-
mentary rocks and a granitoid 
dike. Black error ellipses in am-
plifi ed concordia plot were used 
for weighted mean age calcula-
tion of the youngest age group. 
Histograms indicate number of 
analyses within 100 m.y. inter-
val; histograms of the youngest 
age group have a 10 m.y. bin 
width.
 on September 13, 2012gsabulletin.gsapubs.orgDownloaded from 
Kirsch et al.
1614 Geological Society of America Bulletin, September/October 2012
a single Ordovician zircon of 469 ± 4 Ma. The 
weighted mean of the youngest age cluster over-
lapping at 2σ error is 303 ± 3 Ma (fi ve grains).
A sample of a thin granitoid dike (TT-615) 
intruding the TT-612 Tecomate metapsammites 
is principally composed of quartz, plagioclase, 
and muscovite. In total, 57 concordant zircon 
analyses exhibit an age range from 290 ± 2 Ma 
to 2614 ± 22 Ma (Figs. 5I–5J; Table A1h [see 
footnote 1]). The two most prominent probabil-
ity peaks are defi ned by a group of 16 grains 
with ages of ca. 294–316 Ma and by a group 
of 11 zircons with ages of ca. 318–335 Ma, 
followed by smaller age populations between 
ca. 505 and 635 Ma and between ca. 985 and 
1310 Ma. The youngest zircons that overlap 
within 2σ error give a weighted mean age of 
298 ± 3 Ma (fi ve grains).
Interpretation. The ca. 1005 Ma age for the 
youngest detrital zircons in sample TT-486A, 
located near the stratigraphic base of the Teco-
mate Formation, suggests that this part of the 
unit was deposited at a time when late Paleo-
zoic igneous sources were not exposed. Simi-
larly, the type Tecomate Formation yielded 
no zircons younger than ca. 1.0 Ga (Sánchez-
Zavala et al., 2004).
U-Pb ages of detrital zircon grains in the other 
samples are used to constrain the maximum depo-
sitional age of the Tecomate Formation in the 
study area (e.g., Dickinson and Gehrels, 2009). 
Of the three metasedimentary samples from the 
Tecomate Formation south of the Totoltepec 
pluton, TT-81 yields the youngest weighted 
mean age (288 ± 3 Ma, Lower Permian), which 
is taken to represent the maximum depositional 
age in that locality. A 40Ar/39Ar whole-rock age 
of 263 ± 3 Ma (Morales-Gámez et al., 2009) 
from a Tecomate sericitic phyllite northwest of 
the Totoltepec pluton provides a younger age 
limit for the deposition of the Tecomate Forma-
tion as well as the age of metamorphism.
In another locality within the study area, the 
depositional age of the Tecomate Formation is 
more tightly constrained to ca. 300 Ma. Sample 
TT-612 contains detrital zircons of Permian 
age, so it is assigned to the Tecomate Forma-
tion rather than the Devonian–Carboniferous 
Cosoltepec Formation, with which it was origi-
nally associated (Ortega-Gutiérrez, 1978). This 
conclusion is consistent with fi eld observations. 
The weighted mean of the youngest age cluster 
in sample TT-612 is 303 ± 3 Ma, which is simi-
lar within error to the weighted mean age of the 
youngest zircon cluster from the granitoid dike 
(298 ± 3 Ma) at the same locality, suggesting 
that the host metapsammite in this locality was 
deposited at ca. 300 Ma and intruded very soon 
afterward. This depositional age is older than 
the maximum depositional age obtained from 
sample