El Campo Volcánico San Quintín es un conjunto de diez u once conos de ceniza volcánica situados a lo largo de la costa del Pacífico de la península de Baja California en México . El campo se formó por repetidas erupciones que comenzaron en el Pleistoceno y terminaron hace unos 3000 años. [1] [2] Es uno de varios campos volcánicos conocidos del período Cuaternario en Baja . Los escudos de lava parecen haber crecido primero como volcanes subacuáticos que emergieron como islas. [3]
Actualmente ubicados en una bahía poco profunda, los conos se encuentran en dos grupos y dos islas aisladas. El grupo del Norte está compuesto por dos conos, formados hace 126.000-90.000 años; el grupo del Sur es más grande, con dos conos en la propia laguna, y se formó durante un lapso de tiempo mucho mayor e indeterminado. La mayoría de los complejos volcánicos en el campo tienen un cono de escoria y una plataforma de lava bien conservados, salpicados de respiraderos eruptivos y flujos de lava. Hoy en día se pueden ver 42 unidades eruptivas sobre el terreno. [3]
El campo San Quintín es el único lugar conocido de vulcanismo alcalino máfico de tipo intraplaca en la península de Baja California . Los conos más antiguos hicieron erupción principalmente magmas primitivos con pequeños xenolitos ocasionales . A medida que el campo evolucionó, el magma diferenciado se hizo más común, aunque en los conos jóvenes todavía dominaban magmas primitivos extremadamente puros (prácticamente desprovistos de xenolitos e inusualmente ricos en fenocristales de olivino ). [3] Estos magmas primitivos se originaron a partir de la progresiva fusión parcial de la espinela lherzolita en niveles inusualmente poco profundos en el manto . [3] Los xenolitos ultramáficos encontrados son en su mayoría lherzolita de espinela, con el 20% final de harzburgitas , dunitas y piroxenitas . El campo San Quintín es también la única fuente de xenolitos peridotíticos y granulíticos en la península. [3] Los xenolitos más grandes y abundantes se encuentran en magmas diferenciados.
El Campo Volcánico San Quintín se encuentra a unos 260 km (160 millas) al sur de la frontera con Estados Unidos y a 200 km (120 millas) al sur de Ensenada , Baja California, a una latitud de ~30,5°N. Hoy en día, los conos descansan sobre más de un kilómetro de sedimento Plio -Cuaternario no consolidado superpuesto sobre el basamento volcánico de la Formación Alistos del Cretácico Inferior. [4]
Los diez complejos volcánicos reconocidos en el campo San Quintín incluyen Media Luna y Woodford en un grupo norte; un grupo del sur formado por Basu, Riveroll, Kenton, Picacho Vizcaino, Sudoeste y Ceniza; y los complejos aislados Monte Mazo e Isla San Martín. Un acantilado al norte de Basu expone lo que podría ser un undécimo complejo. [3]
La Línea Santillán y Barrera, un límite tectónico importante, se encuentra a unos 16 km (9,9 millas) al NE del campo volcánico. En el límite hay una porción emergida de la zona fronteriza continental, una sección de deposición marina que marca la costa oeste de la Península de Baja California y el borde oriental de la depresión deposicional. Al otro lado se encuentra la provincia de la Península Estable, un área en su mayor parte desprovista de fallas (a diferencia de la escarpa del Golfo de California) y cubierta de rocas cristalinas prebatolíticas y batolíticas . [5] Otra escarpa de terraza marina se encuentra a 7 km (4,3 millas) al este, elevándose de 40 a 80 m (130 a 260 pies) sobre la llanura costera, con más sedimentos del Cretácico tardío cubiertos por conglomerados del Terciario temprano y sedimentos marinos del Plioceno .
Desde el período Cretácico hasta hace unos 29 millones de años (29 Ma ), la Placa oceánica de Farallón se subdujo hacia el este debajo de la costa occidental de la Placa de América del Norte . [6] La llegada del centro de expansión Pacífico-Farallón a la fosa formó dos uniones triples que migraron en direcciones opuestas, hacia el norte y el sur, a lo largo de la costa. Esto detuvo la subducción y formó un límite de transformación entre placas . El triple cruce que migraba hacia el sur pasó por San Quintín hace unos 17 millones de años y por la punta de Baja hace unos 12 millones de años, poniendo fin a la subducción en la península de Baja. [7]
El cese de la subducción obligó a las placas del Pacífico y de América del Norte a avanzar a lo largo de las zonas de falla creadas a lo largo de las fallas de San Benito y Tosco-Abreojos, que corren aproximadamente paralelas a la costa oeste de Baja California. [8] Con el tiempo, la dirección del movimiento relativo entre estas placas giró hacia el oeste, acomodándose por extensión en el protogolfo del Golfo de California . [9] Simultáneamente, las fallas normales en todo el protogolfo debilitaron aún más la litosfera areal .
El protogolfo norte se inundó ya hace 13 Ma, [10] y hacia 10 Ma, la región estaba experimentando erupciones de basaltos toleíticos . Hace 3,5 millones de años, la región del golfo era el centro de la mayor parte del movimiento de la placa Pacífico-Norteamericana, generando nuevo fondo marino a partir de basaltos de dorsales oceánicas (MORB, por sus siglas en inglés) en centros de expansión después de fallas transformantes de área. [11]
Los planos de falla de Baja, que van de NNW a SSE, ahora se adaptan al desplazamiento del límite de placas [12] y actualmente están activos. En 1975, se produjo una serie de eventos sísmicos después de una escasez de eventos durante un tercio de siglo a unos 35 km (22 millas) al noroeste del campo. [13]
Los diez complejos volcánicos de San Quintín están todos alineados de NS a NW-SE, paralelos a una falla marina, la línea Santillán y Barrera, y la escarpa principal del Golfo de California. Por lo tanto, los conos están relacionados con fallas, pero no se ha encontrado evidencia directa de fallas extensionales. [3] Se encuentra evidencia indirecta en las características compartidas del campo con otros campos volcánicos del Cuaternario vinculados a fallas extensionales encontradas en toda la provincia. Esto incluye firmas geoquímicas intraplaca en los magmas y la presencia de xenolitos del manto y de la corteza. [14]
En Baja California, el vulcanismo de gran volumen terminó alrededor de 15 Ma, poco después del final de la subducción. [15] El tercer volcán más antiguo ha sido datado de manera confiable (usando calentamiento escalonado 40Ar/39Ar) hace 126.000 años. [3] Después de las erupciones en el área norte del golfo, el campo volcánico de San Quintín cubrió basaltos alcalinos ricos en diópsidos . [16] Las características generales de estos basaltos, conocidos como bajaítas , [17] [18] también son similares a los basaltos alcalinos [9] [15] [18] que se encuentran en Baja California Sur, así como a las andesitas altas en magnesio del Aleutianas . [3] [19]
Estas bajaítas , que se encuentran en su mayoría un poco al sur del campo volcánico de San Quintín, tienen altas proporciones de Mg, Ni, Cr y Sr, bajas Rb y altas relaciones K/Rb y La/Yb. [17] [18] Las características pueden sugerir que una fuente son fundidos derivados de losas , es decir, una placa subductora agrega volátiles a la roca ultramáfica del manto superior de manera que se derrite. Se ha propuesto que la losa se subduzca completamente en las latitudes relevantes del campo San Quintín, [17] [18] de modo que una " ventana sin losa " permitiera que la placa accediera directamente al manto astenosférico . Ésta es la explicación más obvia de las características intraplaca observadas de los basaltos alcalinos, con lherzolita. Alternativamente, las bajaítas podrían formarse a partir de la fusión parcial en el manto de apatita y anfíbol metasomatizados , seguido de un rifting postsubducción. Esta explicación deja el campo intacto por un segundo episodio de subducción y conduce más naturalmente a los basaltos de las islas oceánicas que también están presentes. [dieciséis]
Las lavas basálticas del campo San Quintín tienen la misma composición que los basaltos de las islas oceánicas encontradas en Hawaii y las Azores , donde están asociadas con plumas del manto . [20] Los rangos de composición isotópica se superponen para rocas primitivas y diferenciadas, lo que indica que estas últimas se derivaron de la cristalización fraccionada de los magmas primitivos. [3] La abundancia de xenolitos en el magma diferenciado sugiere que se produjo una cristalización fraccionada dentro del manto, debajo de la peridotita arrastrada . Debido a esta profundidad y a la velocidad estimada de ascenso, los volátiles elevados por fraccionamiento pueden haber sido importantes para impulsar los magmas diferenciados hacia la superficie. La fusión parcial del manto, o el agotamiento progresivo de elementos incompatibles en la fuente, provocaron una disminución de la abundancia de estos volátiles a medida que el campo evolucionaba. [3]
La contaminación de la corteza se puede inferir a partir de muestras tomadas de dos conos, y pequeñas variaciones isotópicas para los otros conos indican al menos tres componentes del manto. [3]
Los magmas primitivos se diferencian de otros conjuntos alcalinos máficos de tipo intraplaca reportados por tener Al 2 O 3 e Yb relativamente altos, así como proporciones bajas de La/Yb y CaO/Al 2 O 3 . El aumento de Al 2 O 3 y la caída de CaO, junto con la disminución de la abundancia de elementos incompatibles, son consistentes con una fusión parcial progresiva. [3]
Los xenolitos ultramáficos del campo están compuestos aproximadamente por un 80% de lherzolitas de espinela, con menores harzburgitas, dunitas y piroxenitas. Hay una gran abundancia de clinopiroxenos, alrededor del 35% en volumen. [3] Los xenolitos de granulita, interpretados como derivados de la corteza inferior, y los xenolitos de peridotita, interpretados como derivados del manto superior, son particularmente abundantes en los conos de Woodford, Media Luna y Basu. [3]
El sitio exhibe texturas de fuerte deformación , que pueden haber registrado la deformación plástica que ocurrió con el ascenso diapírico del manto a través de la zona de baja velocidad . [21] Alternativamente, modelos más complicados sugieren que una zona de corte activa y poco profunda deformó los xenolitos y fue solo más tarde que los magmas fuente más profundos modificaron la composición química del campo. [22]
30°28'N 116°00'W / 30,47°N 116,0°W / 30,47; -116.0