La provincia magmática del Atlántico Central ( CAMP ) es la provincia ígnea continental más grande de la Tierra , con una superficie de aproximadamente 11 millones de km2 . Está compuesta principalmente de basalto que se formó antes de que Pangea se rompiera en la Era Mesozoica , cerca del final del Triásico y el comienzo del Jurásico . La posterior ruptura de Pangea creó el Océano Atlántico , pero la surgencia ígnea masiva proporcionó un legado de diques basálticos , umbrales y lavas que ahora se extienden sobre una vasta área alrededor del actual Océano Atlántico Norte central, incluidos grandes depósitos en el noroeste de África , el suroeste de Europa , así como el noreste de América del Sur y el sureste de América del Norte (que se encuentran como basaltos toleíticos continentales en flujos subaéreos y cuerpos intrusivos ). El nombre y el acrónimo CAMP fueron propuestos por Andrea Marzoli (Marzoli et al. 1999) y adoptados en un simposio celebrado en la Reunión de Primavera de 1999 de la Unión Geofísica Americana.
Las erupciones volcánicas del CAMP ocurrieron hace unos 201 millones de años y se dividieron en cuatro pulsos que duraron más de 600.000 años. La gran provincia ígnea resultante es, en cuanto a superficie, la más extensa de la Tierra. El volumen del flujo de magma, de entre dos y seis millones de kilómetros cúbicos, la convierte también en una de las más voluminosas. [1] [2]
Este evento geológico está asociado con el evento de extinción del Triásico-Jurásico . [3] [1]
Aunque desde hace tiempo se han reconocido algunas conexiones entre estos basaltos, en 1988 se los vinculó como constituyentes de una única provincia importante de basalto de inundación . [4] Los umbrales basálticos de edad similar (cerca de 200 Ma, o Jurásico temprano) y composición (toleíta de cuarzo de Ti intermedio) que se encuentran en la vasta cuenca del río Amazonas de Brasil se vincularon a la provincia en 1999. [5] Se han identificado restos de CAMP en cuatro continentes (África, Europa, América del Norte y América del Sur) y consisten en basaltos toleíticos formados durante la apertura de la cuenca del Océano Atlántico durante la ruptura del supercontinente Pangea. [1]
Se ha descrito que la provincia se extiende dentro de Pangea desde el actual Brasil central hacia el noreste unos 5.000 kilómetros (3.100 millas) a través de África occidental , Iberia y el noroeste de Francia , y desde el interior de África occidental hacia el oeste durante 2.500 kilómetros (1.600 millas) a través del este y el sur de América del Norte . [6] Si bien no es la provincia más grande por volumen, la CAMP ciertamente abarca el área más grande conocida, aproximadamente 11.000.000 de kilómetros cuadrados (4.200.000 millas cuadradas), de cualquier gran provincia ígnea continental .
Casi todas las rocas de CAMP son toleíticas en composición, con áreas ampliamente separadas donde se preservan flujos de basalto, así como grandes grupos de láminas o umbrales de diabasa (dolerita), pequeños lopolitos y diques en toda la provincia. Los diques se presentan en enjambres individuales muy grandes con composiciones y orientaciones particulares. La actividad de CAMP aparentemente está relacionada con el rifting y la ruptura de Pangea durante los períodos Triásico Tardío al Jurásico Temprano, y el enorme tamaño de la provincia, las variedades de basalto y el breve lapso de tiempo del magmatismo de CAMP invitan a la especulación sobre los procesos del manto que podrían producir tal evento magmático, así como el rifting de un supercontinente . [7] [6]
En 2013, la conexión del CAMP con la extinción del Triásico final , con extinciones importantes que permitieron la dominación de la tierra por parte de los dinosaurios, se estableció con mayor firmeza. Hasta 2013, las incertidumbres en las fechas geocronológicas habían sido demasiado burdas para confirmar que las erupciones volcánicas estuvieran correlacionadas con cambios climáticos importantes. El trabajo de Blackburn et al. demostró una estrecha sincronía entre el vulcanismo más temprano y la extinción de grandes poblaciones utilizando la datación de uranio-plomo (U-Pb) con circón. Demostraron además que las erupciones magmáticas, así como los cambios atmosféricos que las acompañaron, se dividieron en cuatro pulsos que duraron más de ~600.000 años. [1]
Antes de esa integración, se debatían dos hipótesis. Una de ellas se basaba especialmente en estudios sobre cuencas Triásicas y Jurásicas de Marruecos, donde afloran flujos de lava de CAMP [8], mientras que la otra se basaba en datos de extinción de finales del Triásico de cuencas y flujos de lava del este de América del Norte que mostraban una renovación extremadamente grande de polen fósil, esporas (esporomorfos) y vertebrados [9] , respectivamente.
Las secuencias de coladas de lava más gruesas del CAMP africano se encuentran en Marruecos, donde hay pilas de lava basáltica de más de 300 metros de espesor. La zona más estudiada es el Alto Atlas Central , donde están expuestas las pilas de lava basáltica mejor conservadas y más completas. Según los datos geoquímicos, petrográficos e isotópicos se reconocieron cuatro unidades basálticas toleíticas distintas que pueden ubicarse en todo el Alto Atlas Central: basaltos Inferior, Intermedio, Superior y Recurrente.
Las unidades Inferior e Intermedia están constituidas por andesitas basálticas , mientras que las unidades Superior y Recurrente tienen composición basáltica . De la unidad Inferior a la Recurrente, observamos:
Las edades se determinaron mediante análisis de 40 Ar/ 39 Ar en plagioclasa . [10] [11] [12] Estos datos muestran edades indistinguibles (199,5 ± 0,5 Ma) de los flujos de lava Inferior a Superior, desde el centro hasta el norte de Marruecos. Por lo tanto, CAMP fue un evento magmático intenso y corto. Los basaltos de la unidad Recurrente son ligeramente más jóvenes (edad media: 197 ± 1 Ma) y representan un evento tardío. Consistentemente, los basaltos Superior y Recurrente están separados por una capa sedimentaria que localmente alcanza un espesor de alrededor de 80 m.
Según los datos magnetoestratigráficos , los eventos del CAMP marroquí se dividieron en cinco grupos, que difieren en sus orientaciones paleomagnéticas (declinación e inclinación). [10] Cada grupo está compuesto por un número menor de flujos de lava (es decir, un volumen menor) que el anterior. Estos datos sugieren que fueron creados por cinco pulsos de magma cortos y eventos de erupción, cada uno de ellos posiblemente de <400 (?) años de duración. Todas las secuencias de flujos de lava se caracterizan por una polaridad normal, a excepción de una breve inversión paleomagnética producida por un flujo de lava y por una caliza intercalada localizada en dos secciones distintas del CAMP del Alto Atlas.
Los datos palinológicos de muestras de capas sedimentarias en la base de cuatro secuencias de flujo de lava limitan el inicio del CAMP, ya que no hay evidencia de hiato deposicional o deformación tectónica en la parte inferior de las pilas de flujo de lava. [12] El conjunto palinológico observado en estas capas basales es típico de la era Triásica Tardía , similar al de las rocas sedimentarias Triásicas superiores del este de América del Norte. Las muestras de piedra caliza intercalada en flujos de lava proporcionaron datos palinológicos poco confiables. Un lecho de piedra caliza desde la cima hasta los basaltos superiores del Alto Atlas central produjo un conjunto palinológico del Triásico Tardío. Sin embargo, los esporomorfos observados en esta muestra son raros y están mal conservados.
Todos estos datos indican que los flujos de lava basáltica de la provincia magmática del Atlántico Central en Marruecos entraron en erupción hace unos 200 Ma y abarcaron el límite Tr - J . Por lo tanto, es muy posible que exista una conexión entre este evento magmático y la crisis climática y biótica del límite Tr-J que condujo a la extinción masiva .
La porción norteamericana de los flujos de lava CAMP aflora en varias secciones en las cuencas de Newark, Culpeper, Hartford, Deerfield, es decir, el Supergrupo Newark en Nueva Inglaterra (EE. UU.), y en la Cuenca Fundy en Nueva Escocia (Canadá). El CAMP está constituido aquí por basaltos raros normativos de olivino y cuarzo comunes que muestran una gran extensión lateral y un espesor máximo de hasta 1 km. Los flujos basálticos ocurren sobre unidades sedimentarias fluviales y lacustres continentales de edad Triásica. Los datos de 40 Ar / 39 Ar (sobre plagioclasa) indican para estas unidades basálticas una edad absoluta de 198-200 Ma [13], lo que lleva a este evento magmático sin duda cerca del límite Triásico-Jurásico (Tr-J). Por lo tanto, es necesario determinar si se extiende a ambos lados del límite o no: si no, entonces el CAMP no podría ser una causa del evento de extinción del Triásico Tardío . Por ejemplo, según Whiteside et al. (2007) existen evidencias palinológicas, geoquímicas y magnetoestratigráficas de que el CAMP es posterior al límite Tr-J.
En la cuenca de Newark , se observa una inversión magnética (E23r) justo debajo de los basaltos más antiguos y más o menos en la misma posición que un recambio palinológico, interpretado como el límite Tr-J. En Marruecos, se han detectado dos inversiones en dos secuencias de flujo de lava. Se han propuesto dos correlaciones distintas entre la magnetoestratigrafía marroquí y la de Newark. Marzoli et al. (2004) sugieren que el límite Tr-J se encuentra por encima del nivel de polaridad inversa inferior que se coloca más o menos en la base de la unidad de basalto intermedio de Marruecos. Estos dos niveles se pueden correlacionar con el cron E23r de la cuenca de Newark, por lo tanto, los basaltos CAMP de América del Norte son posteriores al límite Tr–J, mientras que parte del CAMP marroquí entró en erupción dentro del Triásico. Por el contrario, Whiteside et al. (2007) proponen que estos dos niveles podrían ser intervalos jurásicos más tempranos de polaridad inversa no muestreados en la secuencia de la cuenca de Newark (hay muchos más flujos de lava presentes en la sucesión marroquí que en la cuenca de Newark), pero observados en secuencias sedimentarias del Jurásico temprano de la cuenca de París en Francia. Los intervalos de polaridad inversa en América podrían estar presentes dentro de North Mountain (cuenca de Fundy, Nueva Escocia), que están poco muestreados incluso si el análisis magnetoestratigráfico previo en esta secuencia mostró solo polaridad normal, o en el miembro Scots Bay de la cuenca de Fundy que nunca se han muestreado. Solo hay un afloramiento en el CAMP de América donde se observa polaridad inversa: un dique relacionado con CAMP (alrededor de 200 Ma) en Carolina del Norte. Whiteside et al. (2007) sugieren que los intervalos de polaridad inversa en este dique podrían ser de edad post Triásica y correlacionarse con los mismos eventos en Marruecos.
El límite Tr-J no está definido oficialmente, pero la mayoría de los investigadores lo reconocen en los estratos continentales por la última aparición de taxones índice como Ovalipollis ovalis , Vallasporites ignatii y Patinasporites densus o, en secciones marinas, por la primera aparición del amonites Psiloceras planorbis . En la cuenca de Newark, el evento de recambio palinológico (de ahí la extinción masiva del límite Tr-J) ocurre debajo de los flujos de lava CAMP más antiguos. Lo mismo puede decirse de las cuencas de Fundy, Hartford y Deerfield. En las secciones CAMP marroquíes investigadas (Cuenca del Alto Atlas Central), las capas sedimentarias muestreadas inmediatamente debajo de los flujos de lava basáltica más antiguos, aparentemente contienen taxones Triásicos (por ejemplo, P. densus ), y por lo tanto se definieron como Triásicos en edad al menos como los flujos de lava más bajos. [12] Aún así, Whiteside et al. sugieren una interpretación diferente. (2007): los estratos sedimentarios muestreados están bastante deformados y esto puede significar que podrían faltar algunas unidades sedimentarias (erosionadas o estructuralmente omitidas). Con respecto a los pólenes triásicos encontrados en algunas unidades sedimentarias por encima de los basaltos de la Unidad Superior, podrían haber sido reelaborados, por lo que no representan una restricción completamente confiable.
Los flujos de lava del CAMP de América del Norte se pueden separar geoquímicamente en tres unidades: los más antiguos se clasifican como basaltos normativos de cuarzo de titanio alto (HTQ) (TiO 2 = 1,0-1,3 % en peso); a estos les siguen los flujos de lava clasificados como basaltos normativos de cuarzo de titanio bajo (LTQ) (TiO 2 = ca. 0,8-1,3 % en peso); y luego está la unidad de flujo de lava más joven clasificada como basaltos normativos de cuarzo de hierro de titanio alto (HTIQ) (TiO 2 = 1,4-1,6 % en peso). Según Whiteside et al. (2007), los análisis geoquímicos basados en los contenidos de titanio, magnesio y silicio muestran una cierta correlación entre los flujos de lava de América del Norte inferior y la Unidad Inferior del CAMP marroquí, lo que refuerza la conclusión de que los basaltos marroquíes son posteriores al límite Tr-J. Por lo tanto, según estos datos, los basaltos del CAMP no deberían incluirse entre las causas directas de la extinción masiva Tr-J.
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