La provincia magmática del Atlántico central ( CAMP ) es la provincia ígnea continental más grande de la Tierra y cubre un área de aproximadamente 11 millones de km 2 . Está compuesto principalmente de basalto que se formó antes de que Pangea se disolviera en la Era Mesozoica , cerca del final del Triásico y el comienzo del Jurásico . La posterior desintegración de Pangea creó el Océano Atlántico , pero el masivo afloramiento ígneo proporcionó un legado de diques , sills y lavas basálticas 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 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 superficie cubierta, la más extensa de la Tierra. El volumen de flujo de magma de entre dos y seis millones de kilómetros cúbicos lo convierte también en uno de los más voluminosos. [1] [2]
Este evento geológico está asociado con el evento de extinción Triásico-Jurásico . [3] [1]
Aunque durante mucho tiempo se habían reconocido algunas conexiones entre estos basaltos, en 1988 se los vinculó como si constituyeran una única provincia importante de basalto inundable . [4] Los umbrales basálticos de edad similar (cerca de 200 Ma, o Jurásico temprano) y composición (toleita de cuarzo de Ti intermedio) que se encuentran en la vasta cuenca del río Amazonas en Brasil se vincularon a la provincia en 1999. [5] Restos de Los CAMP se han identificado 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 desintegración del supercontinente Pangeano. [1]
Se ha descrito que la provincia se extiende dentro de Pangea desde el actual centro de Brasil 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 no es la provincia más grande por volumen, el 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 CAMP son de composición toleítica , con áreas muy separadas donde se conservan flujos de basalto, así como grandes grupos de umbrales o láminas 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 CAMP aparentemente está relacionada con la ruptura y ruptura de Pangea durante los períodos Triásico Tardío hasta Jurásico Temprano, y el enorme tamaño de la provincia, las variedades de basalto y el breve lapso de tiempo del magmatismo CAMP invitan a especular sobre los procesos del manto que podrían producir tal evento magmático. así como dividir un supercontinente . [7] [6]
En 2013, la conexión del CAMP con la extinción del final del Triásico , con grandes extinciones que permitieron el dominio de la tierra por parte de los dinosaurios, quedó más firmemente establecida. Hasta 2013, las incertidumbres en las fechas geocronológicas habían sido demasiado escasas 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 con uranio-plomo (U-Pb) con circonio. 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 hipótesis se basó especialmente en estudios sobre cuencas del Triásico-Jurásico de Marruecos, donde afloran flujos de lava CAMP , [8] mientras que la otra se basó en datos de extinción del Triásico final de cuencas del este de América del Norte y flujos de lava que muestran una rotación extremadamente grande de fósiles. polen, esporas (esporomorfos) y vertebrados, [9] respectivamente.
Las secuencias de flujos de lava más espesas del CAMP africano se encuentran en Marruecos, donde hay montones de lava basáltica de más de 300 metros de espesor. La zona más estudiada es el Alto Atlas Central , donde se exponen los acúmulos de lava basáltica mejor conservados y más completos. Según datos geoquímicos, petrográficos e isotópicos se reconocieron cuatro unidades basálticas toleíticas distintas que pueden ubicarse en todo el Alto Atlas Central: basaltos inferiores, intermedios, superiores y recurrentes.
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) desde los flujos de lava inferiores a superiores, desde el centro hasta el norte de Marruecos. Por lo tanto, CAMP fue un evento magmático intenso y breve. Los basaltos de la unidad Recurrente son ligeramente más jóvenes (edad media: 197 ± 1 Ma) y representan un evento tardío. Consistentemente, los basaltos superiores y recurrentes están separados por una capa sedimentaria que localmente alcanza un espesor de alrededor de 80 m.
Según datos magnetoestratigráficos , los eventos CAMP marroquíes se dividieron en cinco grupos, que se diferenciaban en orientaciones paleomagnéticas (declinación e inclinación). [10] Cada grupo está compuesto por un número menor de coladas de lava (es decir, un volumen menor) que el anterior. Estos datos sugieren que fueron creados por cinco pulsos cortos de magma y eventos de erupción, cada uno posiblemente de <400 (?) años de duración. Todas las secuencias de flujos de lava se caracterizan por una polaridad normal, excepto por una breve inversión paleomagnética producida por un flujo de lava y por una piedra 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 flujos de lava limitan el inicio del CAMP, ya que no hay evidencia de hiato deposicional o deformación tectónica en el fondo de las pilas de flujos de lava. [12] El conjunto palinológico observado en estas capas basales es típico del Triásico Tardío , similar al de las rocas sedimentarias del Triásico superior del este de América del Norte. Las muestras de piedra caliza intercalada en flujos de lava proporcionaron datos palinológicos poco fiables. Un lecho de piedra caliza desde la cima hasta los basaltos superiores centrales del Alto Atlas 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 hicieron erupción en c. 200 Ma y abarcó 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 las coladas de lava CAMP aflora en distintos tramos 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 raros basaltos de olivino y cuarzo común 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 (en plagioclasa) indican para estas unidades basálticas una edad absoluta de 198-200 Ma [13], lo que lleva este evento magmático sin duda cerca del límite Triásico-Jurásico (Tr-J). Por lo tanto, es necesario determinar si se encuentra 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 flujos 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 está ubicado por encima del nivel inferior de polaridad inversa que se ubica más o menos en la base de la unidad de basalto intermedia de Marruecos. Estos dos niveles pueden correlacionarse 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 del Jurásico temprano 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 del Cuenca de París de Francia. Intervalos de polaridad inversa en América podrían estar presentes dentro de North Mountain (cuenca Fundy, Nueva Escocia), que están mal muestreados incluso si el análisis magnetoestratigráfico previo en esta secuencia mostró solo polaridad normal, o en Scots Bay, miembro de la cuenca Fundy, que nunca ha sido muestreado. . Sólo hay un afloramiento en el CAMP de América donde se observa polaridad inversa: un dique relacionado con el CAMP (de unos 200 Ma) en Carolina del Norte. Whiteside y cols. (2007) sugieren que los intervalos de polaridad inversa en este dique podrían ser de edad posterior al Triásico y estar correlacionados 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 amonita 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 del Triásico (p. ej., P. densus ) y, por lo tanto, se definieron como del Triásico en edad como al menos la lava más baja. fluye. [12] Aún así, Whiteside et al. sugieren una interpretación diferente. (2007): los estratos sedimentarios muestreados están bastante deformados y esto puede significar que algunas unidades sedimentarias podrían faltar (erosionadas u omitidas estructuralmente). Con respecto a los pólenes del Triásico 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 CAMP de América del Norte se pueden separar geoquímicamente en tres unidades: los más antiguos se clasifican como basaltos con alto contenido normativo de cuarzo de titanio (HTQ) (TiO 2 = 1,0-1,3 % en peso); a estos les siguen los flujos de lava clasificados como basaltos con bajo contenido normativo de cuarzo de titanio (LTQ) (TiO 2 = aproximadamente 0,8-1,3 % en peso); y luego por la unidad de flujo de lava más joven clasificada como basaltos normativos de cuarzo y hierro con alto contenido de titanio (HTIQ) (TiO 2 = 1,4-1,6% en peso). Según Whiteside et al. (2007), los análisis geoquímicos basados en contenidos de titanio, magnesio y silicio muestran una cierta correlación entre los flujos de lava inferiores de América del Norte y la Unidad Inferior del CAMP marroquí, reforzando así la conclusión de que los basaltos marroquíes son posteriores al límite Tr-J. Por tanto, según estos datos, los basaltos CAMP no deberían incluirse entre las causas directas de la extinción masiva de Tr-J.
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