The model

Las rocas prebatolíticas de cada lado del tradicionalmente inferido límite cortical (Figura 1) son diferentes en términos de litología y grado metamórfico. En California, al noroeste del CBP el basamento está conformado por sucesiones de rocas clásticas de edad Jurásica, nombrada "Bedford Canyon Formation". Este basamento del Jurásico contiene plutones deformados y metamorfizados que intrusionan migmatitas y gneises conocidos como esquisto Julian Peak (Shaw et al., 2003; Todd, 2004 en Hildebrand y Whalen, 2014). Esta secuencia está en discordancia con rocas volcaniclásticas y volcánicas cretácicas de Santiago Peak en California.

Al norte de la ciudad de San Diego, California, se reporta un grupo de rocas volcaniclásticas marinas del Jurásico Tardío llamada Formación Peñasquitos, las cuales están foliadas, y en algunos lugares volcadas, antes de la depositación de las rocas volcánicas de Santiago Peak (Kimbrough et al., 2014). El arco volcánico de

Santiago Peak está integrado por rocas con edades desde 128 a 110 Ma y consiste en lavas basálticas a riolíticas, brechas volcaniclásticas, tobas soldadas, rocas epiclásticas, diques y pequeñas intrusiones hipabisales. La litología más común está formada por brechas volcaniclásticas. Herzing y Kimbrough et al. (2014) observan que las rocas volcánicas de Santiago Peak presentan minerales característicos de la facies de esquistos verdes, pero interpretan que se deben a alteración hidrotermal contemporánea al vulcanismo de arco y no es el resultado de un evento regional. Las rocas de esta secuencia continúan por lo menos 300 km hacia el sur, hasta la falla Agua Blanca en Baja California, México. Esta falla separa Santiago Peak hacia el norte de las rocas de la Formación Alisitos hacia el sur (FAB de la Figura 1; Wetmore et al., 2005).

En la localidad tipo, al sur de la falla Agua Blanca, la Formación Alisitos está compuesta por flujos volcánicos y brechas, depósitos piroclásticos y volcaniclásticos, areniscas volcanogenéticas, un prominente y extenso miembro de calizas arrecifales y sedimentos marinos con abundantes bivalvos que definen a la mayor parte del grupo entre el Aptiano Tardío-Albiano Temprano (Allison, 1974). Dicha litología ha sido definida como Grupo Alisitos por Beggs (1984), quien reconoce siete facies volcánicas de acuerdo con la distribución que guardan con respecto a la naturaleza del volcanismo en un área y a la distancia al centro volcánico al que estén asociadas las facies. Dicho autor reconoce centros de tipo calderas silícicas y volcanes compuestos andesíticos. Aunque la edad del Grupo Alisitos ha sido constreñida principalmente con información fosilífera, Carrasco et al. (1995) y Johnson et al. (2003) obtuvieron edades U-Pb de flujos volcánicos de 116 ± 2 Ma, 115 ± 1.1 Ma y 114.8 ± 1.5 Ma. También hacia el sur de la localidad tipo del Grupo Alisitos, en el área de El Rosario (Figura 1) Busby et al. (2006) reportan estratovolcanes andesíticos cubiertos por calizas arrecifales, ignimbritas silícicas asociadas a calderas, rocas volcaniclásticas y una variedad de rocas volcánicas con rangos de edad entre 112 a 105 Ma. Los plutones que intrusionan

Hacia el este de la península de Baja California, están expuestas rocas metamórficas que se interpretan como estratos del margen continental del Paleozoico (Gastil et al., 1975). La mayoría de las investigaciones sugieren que estas rocas forman parte del miogeoclinal y depósitos de talud del margen pasivo de Norteamérica (Gastil y Miller, 1984; Griffith y Hoobs, 1993). Gastil (1993) observa que estas secuencias tienen continuidad con sus contrapartes en Sonora, México, antes de la apertura del Golfo de California durante el Neógeno. En general, las unidades paleozoicas están subdivididas en estratos clásticos de depósitos marinos profundos de edad Ordovícico-Pérmico, las cuales están yuxtapuestas a secuencias del Proterozoico Superior y siliciclásticas carbonatadas miogeoclinales del Pérmico, de las cuales no se tienen registros en ningún sitio del sur de Baja California (Schmidt et al., 2014). Las rocas paleozoicas muestran una deformación más intensa que la observada en las rocas mesozoicas del oeste (Schmidt y Paterson, 2002). Se ha interpretado que la mayoría de las estructuras en estas rocas están relacionadas con la deformación asociada con la subducción de la placa Farallón con dirección NE y/o por la colisión del arco de islas Alisitos (K) con Norteamérica durante el Jurásico-Cretácico (Jonhson et al., 1999a), dando como resultado estructuras orientadas NW-SE. Sin embargo, el plegamiento y foliaciones con tendencias E-W que se han identificado en las secuencias paleozoicas, es oblicuo a la tendencia general de las rocas encajonantes al oeste de Baja California y estas estructuras no han sido reconocidas en las secuencias más jóvenes (Schmidt y Paterson, 2002), sugiriendo una fase más temprana de deformación de dichas secuencias miogeoclinales paleozoicas (Schmidt et al., 2014).

La sierra San Pedro Mártir (SSPM) (31ºN; Figura 1) quizás provee la sección mejor expuesta a través del límite entre el arco de islas Alisitos de afinidad con corteza oceánica y la zona este de afinidad con corteza continental. Dicho límite es reconocido como la zona de sutura entre estos dos tipos de corteza. Al norte de la SSPM Johnson et al. (1999a) describen una zona de intensa deformación donde se desarrolla una estructura de abanico de doble vergencia de ~20-25 km de ancho, cuyo gradiente de deformación se intensifica hacia el este. La cabalgadura principal Mártir; falla con vergencia hacia el oeste y la falla El Rosario, limitan la estructura de abanico hacia el

oeste y hacia el este el límite está definido por el cabalgamiento Agua Caliente con vergencia hacia el este (Schmidt y Paterson, 2002). La mayoría de las estructuras desarrolladas en esta zona se orientan hacia el NNW-SSE (Johnson et al., 1999a). Schmidt y Paterson (2002) reconocen a esta estructura de abanico como la zona de sutura entre el arco Alisitos y las unidades litológicas con afinidad continental. Recientemente se ha denominado también a esta zona transicional entre las dos cortezas como el cinturón central del CBP (Schmidt et al., 2002; Schmidt et al. 2014). Según Schmidt et al. (2014), hacia el sur de la SSPM se desconocen otras estructuras de abanicos con doble vergencia e incluso, no se reconocen afloramientos del contacto entre las secuencias paleozoicas y la rocas sedimentarias mesozoicas al sur del Cinturón Batolítico Peninsular.

En la denominada zona transicional o central, se han identificado ortogneises jurásicos, rocas metavolcánicas del Jurásico-Cretácico, lutitas y areniscas inmaduras localmente intercaladas con capas de caliza y secuencias paleozoicas de talud continental; que incluyen capas de carbonatos y rocas siliciclásticas con biotita, muscovita y silimanita, y en algunas partes esquistosas de la secuencia, se observa andalucita y granate (Gastil, 1993; Schmidt y Paterson, 2002). Los ortogneises tienen edades de hasta ca. 164 Ma con componentes heredados de 900-1000 Ma (Schmidt, 2000; en Schmidt y Paterson, 2002) y Morgan et al. (2005) reportan edades U-Pb entre Triásico-Jurásico para las rocas metasedimentarias en la zona transicional o central. Siguiendo una interpretación de Gastil (1993), quien reúne evidencias de varios depósitos tipo flysch que cubren desde el Ordovícico hasta el Cretácico, desde el sur de California, hasta por lo menos los alrededores de Bahía de los Angeles, Schmidt et al. (2014 y referencias en el trabajo) retoman la distribución de esas unidades para ubicar las unidades tectonoestratigráficas prebatolíticas (Figura 1).

En el pasado estas unidades sedimentarias fueron interpretadas como secuencias de aspecto flysch (Flysch-like) por Gastil et al. (1993) y Schmidt y Paterson, (2002).

menos hasta la Sierra Calamajué (29ºN; Figura 1), y que esta zona central del batolito es equivalente a la secuencia de arco de Santiago Peak (Alsleben et al., 2012; Schmidt et al., 2014; Figura 1).

A la altura de la bahía Santa Rosaliita (~28.7°N; SRo en la Figura 1) existe el límite entre la región donde afloran rocas volcánicas y volcaniclásticas del Grupo Alisitos (KA), que se extiende hacia el norte de Punta Prieta donde ha sido descrita por Beggs (1984), con las secuencias volcánicas y volcaniclásticas deformadas fechadas Jurásico por Peña-Alonso et al. (2012). Se infiere que dicha frontera es tectónica pues la exposición de las unidades jurásicas implican la remoción de la cobertura volcánica cretácica. A partir de esa zona, extendiéndose hasta aproximadamente 30 km al NW de la localidad de El Arco, Avilez-Serrano (2012) realizó un análisis petrográfico y aeromagnético regional de aproximadamente 4,000 km2 en los plutones cretácicos que intrusionan a las secuencias volcánicas y volcaniclásticas correlacionables con las unidades jurásicas, al comparar sus resultados con los patrones de las anomalías aeromagnéticas en la región, deduce tres zonas que, de acuerdo con el autor, posiblemente manifiestan la presencia de fronteras corticales anteriores al emplazamiento batolítico. Esta región incluye las rocas volcánicas y volcaniclásticas Jurásico tardío-Cretácico temprano intensamente deformadas (JNR-A en la Figura 1). Cabe mencionar que dichas unidades encajonantes corresponden a las secuencias de esquistos y gneises indiferenciados de Gastil et al. (1975).