36°43′N 105°31′O / 36.72, -105.51
El campo volcánico Latir es un gran campo volcánico cerca de Questa, Nuevo México , que estuvo activo durante finales del Oligoceno hasta principios del Mioceno , hace 28 a 22 millones de años ( Ma ). [1] Incluye la caldera Questa , en cuyo interior profundamente erosionado se encuentra la mina de molibdeno Molycorp Questa . [2]
El campo volcánico de Latir está expuesto en las montañas de Sangre de Cristo desde Costilla en el norte hasta Arroyo Hondo en el sur, y tan al este como el pico Van Diest ( 36°44′36″N 105°19′03″O / 36.7434, -105.3176 ) al este de la ciudad de Red River . [2] El campo volcánico ha sido profundamente erosionado, en muchos lugares hasta la roca del basamento proterozoico , y los plutones subyacentes están ampliamente expuestos. La parte occidental del campo ha sido derribada por fallas en el margen oriental de la grieta del Río Grande y profundamente enterrada bajo flujos de lava más jóvenes y sedimentos de la grieta ( basalto Servilleta y grupo Santa Fe ). [2] [3] Los restos erosivos del campo Latir se encuentran en el lado oeste de la grieta del Río Grande en las montañas Tusas . [3]
Las rocas más antiguas del campo se han datado en el Paleoproterozoico y su edad varía de 1750 Ma a 1690 Ma. [2] Por lo tanto, las rocas más antiguas se encuentran entre las rocas más antiguas expuestas en Nuevo México. [4] Estas estaban cubiertas por caliza misisipiana y capas rojas pensilvanianas y pérmicas . El área fue empujada hacia el este durante la orogenia laramide , luego se erosionó hasta un bajo relieve, eliminando gran parte de la cubierta sedimentaria y depositando pequeñas cantidades de sedimentos del Eoceno al Oligoceno . El campo volcánico Latir entró en erupción en esta superficie. [2]
El vulcanismo más temprano comenzó hace unos 30 Ma y consistió principalmente en magmas de composición intermedia ( andesita y dacita ) con pequeñas cantidades de riolita con mayor contenido de sílice que brotó de numerosos respiraderos. Algunas tobas delgadas de riolita se atribuyen a erupciones más distantes en el campo volcánico de San Juan . [2] [3] Las rocas de la precaldera son principalmente metaluminosas (moderadas en contenido de aluminio) con un contenido de sílice que varía del 53% ( andesita basáltica ) al 67% ( latita de cuarzo ). Las riolitas probablemente se formaron a partir del fraccionamiento de los magmas intermedios originales. Los comienzos de la extensión regional a los 26 Ma coincidieron con una transición al vulcanismo alcalino. [5]
El vulcanismo temprano se asoció con el crecimiento de un batolito en la corteza superior debajo del campo. [2] El batolito irrumpió en la superficie hace 25 Ma y provocó una erupción de unos 500 a 1000 kilómetros cúbicos (120 a 240 millas cúbicas) de flujos de cenizas de riolita peralcalina (rica en álcali) [3] para formar una capa de salida de toba Amalia densamente soldada . El batolito vaciado colapsó para formar la caldera Questa, que tiene al menos 14 kilómetros (8,7 millas) de ancho. [2]
La profunda erosión de la caldera la ha convertido en un laboratorio útil para comprender los procesos que ocurren debajo de la superficie en las calderas. Por ejemplo, la datación por trazos de fisión muestra que la parte superior del batolito debajo de la caldera se había enfriado a 100 °C un millón de años después de su emplazamiento y que la elevación aumentó hacia el sur. [1]
El magma continuó ascendiendo hacia el campo volcánico, formando batolitos post-caldera que intruyen tanto el relleno de la caldera como las rocas volcánicas y del basamento cercanas a la pre-caldera. [2] Estas intrusiones probablemente impulsaron el resurgimiento del suelo de la caldera. [3] Todas estas intrusiones tuvieron lugar significativamente después de la erupción de la caldera, y solo el dique anular en sí tiene una edad comparable a la erupción, [6] y, por lo tanto, no puede ser parte de la cámara de magma original . [7] Las intrusiones continuaron hasta principios del Mioceno, hace 22 millones de años. [2] [3] Estas fueron acompañadas por erupciones post-caldera, pero los flujos post-caldera han sido completamente erosionados excepto en las montañas Timber y Brushy ( 36°42′47″N 105°45′11″O / 36.713, -105.753 ), un pequeño horst intrarift dentro del rift del Río Grande. [3]
El campo volcánico de Latir es el extremo sur de un yacimiento magmático terciario que migraba hacia el sur y que cubrió gran parte de las Montañas Rocosas del sur con roca volcánica durante el Eoceno y el Oligoceno. Se ha sugerido [1] que esta migración de actividad volcánica calentó y debilitó la litosfera a lo largo de su trayectoria para producir focos de deformación extensional posterior de la Cordillera oriental .
Los magmas que estallaron en el campo volcánico de Latir muestran una química isotópica que indica que evolucionaron en un sistema abierto, en el que intervienen el fraccionamiento de cristales, la mezcla de magmas y la asimilación de la corteza. [5] [8] Sin embargo, las rocas de la precaldera se derivan abrumadoramente de magmas basálticos producidos en el manto superior , en lugar de la corteza derretida . [3]
Las rocas de composición intermedia de la precaldera probablemente se produjeron por la mezcla entre magma fraccionado y basalto primitivo. Esto se refleja en contenidos inusualmente altos de níquel y magnesio y en la zonificación inversa de los fenocristales de hornblenda y augita . Los datos isotópicos indican que grandes cantidades de corteza fundida fueron asimiladas en los magmas, aunque solo un conjunto de flujos contiene xenocristales típicos del derretimiento de la corteza. [5] La asimilación de la corteza tuvo lugar casi en su totalidad en los niveles más profundos de la corteza. [8]
El magma de la toba Amalia se formó a partir de un material madre enriquecido con metales alcalinos y oligoelementos y que tenía un gran componente de corteza fundida. La desgasificación del basalto alcalino subyacente rico en volátiles puede haber transportado suficientes elementos alcalinos a la cámara magmática de Amalia para cambiar el magma a una composición peralcalina. La cristalización fraccionada tuvo lugar en un nivel intermedio de la corteza antes de que el cuerpo de magma final se formara en un nivel relativamente superficial. [5]
Las lavas del Mioceno de la misma región no asimilaron una corteza significativa ni se mezclaron con basaltos primitivos, lo que sugiere que estos procesos requerían grandes cámaras de magma alimentadas por grandes flujos de magma basáltico del manto superior. [5] [8] Los magmas del Mioceno pueden reflejar una época en la que el flujo de magma basáltico había disminuido o una falla extensa permitió que el magma entrara en erupción antes de poder acumularse en el subsuelo. [5]
Se estima que la fraccionación del magma en las profundidades del campo Latir produjo entre 6 y 15 kilómetros (3,7 y 9,3 millas) de corteza nueva debajo del campo. [8] Esto puede haber estado acompañado de delaminación . [9]
El crecimiento del campo volcánico Latir produjo enormes cantidades de sedimentos volcaniclásticos ( Formación Abiquiu ). Los modelos sugieren que estos produjeron un abanico aluvial que llenó las cuencas adyacentes de la nueva grieta del Río Grande y se extendió más allá de las fallas limitantes más occidentales de la grieta. Tanto el hundimiento dentro de la grieta como el hundimiento flexural del peso del campo volcánico contribuyeron al espacio de acomodación para los sedimentos, siendo el hundimiento flexural responsable de al menos 300 metros (980 pies) de espacio de acomodación hasta 150 kilómetros (93 millas) del campo. Otros 100 metros (330 pies) de acomodación fueron aportados por gradientes de corriente más altos, debido a la elevación creciente del campo volcánico y su contribución de una carga pesada de sedimentos. [10]
Un rico depósito de molibdeno a lo largo del río Rojo al este de la ciudad de Questa está relacionado con el emplazamiento del plutón granítico posterior a la caldera Sulfur Gulch a lo largo del margen sur de la caldera de Questa hace aproximadamente 23 Ma. [1] [3] También se encuentra mineralización menor de molibdeno en los plutones Bear Canyon y Lucero Peak. [3]
La mina subterránea de molibdeno Molycorp explotó la mineralización de molibdeno bajo Goat Hill, que domina la desembocadura del Cañón del Río Rojo, como se ve desde la ciudad de Questa. El mineral fue depositado por agua meteórica caliente que circulaba a través de zonas de fractura por encima de los plutones que se enfriaban en el margen sur de la caldera de Questa, y los mejores depósitos se encontraron donde el plutón Sulfur Gulch se encuentra con la andesita de la precaldera. La zona mineral está dominada por pirita , feldespato alcalino , fluorita , calcita y cuarzo , [3] siendo el principal mineral de molibdeno la molibdenita . [11]
La zona de mineral está expuesta en Sulfur Gulch, llamada así porque los hidróxidos de hierro ricos en molibdeno de color amarillo brillante que se erosionaron de las vetas de mineral se confundieron con azufre. El mineral en sí se confundió con grafito y se usó localmente como lubricante para ruedas de carro. Sin embargo, en 1916, el prospector Jimmy Fay hizo analizar una muestra en busca de metales preciosos y recibió un informe de que la muestra contenía molibdenita, que se estaba volviendo muy apreciada para usos industriales. La Western Molybdenum Company se organizó en La Jara y reunió concesiones, pero hizo poco para desarrollarlas. En noviembre de 1918, la R and S Molybdenum Company se organizó en Denver, compró siete concesiones de la Western Molybdenum Company y presentó concesiones adicionales. La producción comenzó en la primavera de 1919 y el mineral se concentró en un molino de oro reconvertido en el río Rojo sobre la mina. [12]
La Molybdenum Corporation of America adquirió la propiedad en 1920, y la explotación minera fue casi continua hasta 1971, excepto durante el auge de la Gran Depresión . [12] [13] La mina era inusual en el sentido de que la molibdenita se presentaba como depósitos de alta calidad en vetas de fisuras en lugar de como mineral diseminado de baja calidad. La producción total en 1956 fue de 18.095.000 libras de molibdenita. [12] La mina se cerró "de forma permanente" en 2014. [13]