El campo volcánico de 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 erupciones repetidas que comenzaron en el Pleistoceno y terminaron hace unos 3000 años. [1] [2] Es uno de varios campos volcánicos del período Cuaternario conocidos en Baja . Los escudos de lava parecen haber crecido primero como volcanes subacuáticos que emergieron como islas. [3]
Actualmente, los conos se encuentran en una bahía poco profunda y se encuentran en dos grupos y dos islas aisladas. El grupo del norte está compuesto por dos conos, formados hace entre 126.000 y 90.000 años; el grupo del sur es más grande, con dos conos en la propia laguna, y se formó durante un período de tiempo mucho más largo e indeterminado. La mayoría de los complejos volcánicos del campo tienen un cono de escoria y una plataforma de lava bien conservados, salpicados de respiraderos eruptivos y flujos de lava. En la actualidad, se pueden ver 42 unidades eruptivas en el suelo. [3]
El campo San Quintín es la única ubicación conocida de volcanismo alcalino máfico de tipo intraplaca en la península de Baja California . Los conos más antiguos erupcionaron principalmente magmas primitivos con pequeños xenolitos ocasionales . A medida que el campo evolucionó, el magma diferenciado se hizo más común, aunque los magmas primitivos extremadamente puros, virtualmente desprovistos de xenolitos e inusualmente ricos en fenocristales de olivino , todavía dominaban en los conos jóvenes. [3] Estos magmas primitivos se originaron a partir de la fusión parcial progresiva de lherzolita espinela en niveles inusualmente superficiales en el manto . [3] Los xenolitos ultramáficos encontrados son principalmente lherzolita espinela, con el 20% final de harzburgitas , dunitas y piroxenitas . El campo San Quintín también es 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 de San Quintín se encuentra a unos 260 km (160 mi) al sur de la frontera con los Estados Unidos y a 200 km (120 mi) al sur de Ensenada , Baja California, a una latitud de ~30.5°N. Hoy, los conos descansan sobre más de un kilómetro de sedimento pliocuaternario no consolidado superpuesto al basamento volcánico de la Formación Alistos del Cretácico inferior. [4]
Los diez complejos volcánicos reconocidos en el campo de San Quintín incluyen Media Luna y Woodford en un grupo norte; un grupo sur que consiste en Basu, Riveroll, Kenton, Picacho Vizcaino, Sudoeste y Ceniza; y los complejos aislados Monte Mazo e Isla San Martín. Un acantilado marino al norte de Basu expone lo que puede ser un undécimo complejo. [3]
La Línea de Santillán y Barrera, un importante límite tectónico, se encuentra a unos 16 km (9,9 mi) al NE del campo volcánico. En el límite se encuentra una porción emergida de la Frontera Continental, una sección de deposición marina que marca la costa oeste de la Península de Baja y el límite oriental de la depresión deposicional. Al otro lado se encuentra la Provincia de la Península Estable, un área mayoritariamente desprovista de fallas (a diferencia del escarpe del Golfo de California ) y cubierta de rocas cristalinas prebatolíticas y batolíticas . [5] Otro escarpe de terraza marina se encuentra a 7 km (4,3 mi) al este, elevándose 40-80 m (130-260 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 Farallón se subdujo hacia el este debajo de la costa oeste de la placa norteamericana . [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 hacia el sur, a lo largo de la costa. Esto detuvo la subducción y formó un límite de transformación entre placas . La triple unión que migró hacia el sur pasó por San Quintín hace unos 17 Ma y la punta de Baja alrededor de 12 Ma, terminando la subducción en la península de Baja. [7]
El cese de la subducción forzó a las placas del Pacífico y Norteamérica 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. [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, el fallamiento normal a lo largo del protogolfo debilitó aún más la litosfera areal .
El protogolfo norte se inundó hace 13 Ma, [10] y para 10 Ma, la región estaba experimentando erupciones de basaltos toleíticos . Para 3,5 Ma, la región del golfo era el centro de la mayor parte del movimiento de las placas Pacífico-Norteamérica, generando un nuevo fondo marino a partir de basaltos de dorsales oceánicas (MORB) en centros de expansión después de fallas de transformación areal. [11]
Los planos de falla de Baja, que van en dirección NNO-SSE, ahora admiten el desplazamiento de los límites de las 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 mi) al noroeste del campo. [13]
Los diez complejos volcánicos de San Quintín están alineados en dirección NS a NO-SE, paralelos a una falla marina, la línea de Santillán y Barrera, y el escarpe 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 cuaternarios vinculados con fallas extensionales que se encuentran en toda la provincia. Esto incluye firmas geoquímicas intraplaca en los magmas y la presencia de xenolitos del manto y la corteza. [14]
En Baja California, el vulcanismo de alto 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 por pasos 40Ar/39Ar) en 126,000 años atrás. [3] Después de las erupciones en el área del golfo norte, el Campo Volcánico de San Quintín se cubrió con basaltos alcalinos ricos en diópsido . [16] Las características generales de estos basaltos, conocidos como bajaítas , [17] [18] también son similares a los basaltos alcalinos [9] [15] [18] encontrados en Baja California Sur, así como a las andesitas con alto contenido de magnesio de las Aleutianas . [3] [19]
Estas bajaítas , que se encuentran principalmente un poco al sur del campo volcánico de San Quintín, tienen altos niveles de Mg, Ni, Cr y Sr, bajos niveles de Rb y altas relaciones K/Rb y La/Yb. [17] [18] Las características pueden sugerir que una fuente son los fundidos derivados de la losa , es decir, una placa en subducción agrega volátiles a la roca ultramáfica del manto superior de tal manera que se funde. Se ha propuesto que la losa se subdujo completamente en las latitudes relevantes del campo de San Quintín, [17] [18] de modo que una " ventana sin losa " permitió que la placa accediera directamente al manto astenosférico . Esta 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 , seguida de un rifting posterior a la subducción. Esta explicación deja el campo intacto ante un segundo episodio de subducción y conduce más naturalmente a los basaltos de las islas oceánicas que también están presentes. [16]
Las lavas basálticas del campo de San Quintín tienen la misma composición que los basaltos de las islas oceánicas que se encuentran en Hawái y las Azores , donde están asociados con penachos 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 la cristalización fraccionada ocurrió dentro del manto, debajo de la peridotita arrastrada . Debido a esta profundidad y la velocidad estimada de ascenso, los volátiles elevados por fraccionamiento pueden haber sido importantes para impulsar los magmas diferenciados a la superficie. La fusión parcial en el manto, o el agotamiento progresivo de elementos incompatibles en la fuente, llevaron a una disminución en las abundancias de estos volátiles a medida que el campo evolucionó. [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 difieren de otras suites alcalinas máficas de tipo intraplaca reportadas por tener niveles relativamente altos de Al 2 O 3 e Yb, así como bajas proporciones 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 las abundancias de elementos incompatibles, son consistentes con una fusión parcial progresiva. [3]
Los xenolitos ultramáficos del yacimiento están compuestos aproximadamente en un 80% por lherzolitas de espinela, con una menor proporción de harzburgitas, dunitas y piroxenitas. Hay una gran abundancia de clinopiroxenos, alrededor del 35% en volumen. [3] Los xenolitos de granulita, que se interpretan como derivados de la corteza inferior, y los xenolitos de peridotita, que se interpretan como derivados del manto superior, son particularmente abundantes en los conos de Woodford, Media Luna y Basu. [3]
El sitio exhibe fuertes texturas de 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 cizallamiento 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′O / 30.47, -116.0