Una gran provincia ígnea ( LIP ) es una acumulación extremadamente grande de rocas ígneas , incluyendo intrusivas ( umbrales , diques ) y extrusivas ( coladas de lava , depósitos de tefra ), que surgen cuando el magma viaja a través de la corteza hacia la superficie. La formación de LIP se atribuye de diversas formas a penachos del manto o a procesos asociados con la tectónica de placas divergentes . [1] La formación de algunas de las LIP en los últimos 500 millones de años coincide en el tiempo con extinciones masivas y cambios climáticos rápidos , lo que ha dado lugar a numerosas hipótesis sobre relaciones causales. Las LIP son fundamentalmente diferentes de cualquier otro volcán o sistema volcánico actualmente activo .
En 1992, Coffin y Eldholm definieron inicialmente el término "gran provincia ígnea" como la representación de una variedad de provincias ígneas máficas con una extensión superficial superior a 100.000 km2 que representaban "emplazamientos corticales masivos de roca extrusiva e intrusiva predominantemente máfica (rica en magnesio y hierro), y originadas mediante procesos distintos a la expansión "normal" del fondo marino". [2] [3] [4] Esa definición original incluía basaltos de inundación continental , mesetas oceánicas , grandes enjambres de diques (las raíces erosionadas de una provincia volcánica) y márgenes volcánicos riflados . Los fondos marinos de basalto máfico y otros productos geológicos de la tectónica de placas "normal" no se incluyeron en la definición. [5] La mayoría de estas LIP consisten en basalto, pero algunas contienen grandes volúmenes de riolita asociada (por ejemplo, el Grupo de basalto del río Columbia en el oeste de los Estados Unidos); La riolita es típicamente muy seca en comparación con las riolitas de arco insular , con temperaturas de erupción mucho más altas (850 °C a 1000 °C) que las riolitas normales. Algunas LIP están geográficamente intactas, como las trapas basálticas del Deccan en la India, mientras que otras han sido fragmentadas y separadas por movimientos de placas, como la provincia magmática del Atlántico Central , partes de la cual se encuentran en Brasil, el este de América del Norte y el noroeste de África. [6]
En 2008, Bryan y Ernst refinaron la definición para limitarla un poco: "Las grandes provincias ígneas son provincias magmáticas con extensiones de área >1 × 10 5 km 2 , volúmenes ígneos >1 × 10 5 km 3 y una vida útil máxima de ~50 Myr que tienen configuraciones tectónicas intraplaca o afinidades geoquímicas, y se caracterizan por pulsos ígneos de corta duración (~1–5 Myr), durante los cuales se ha emplazado una gran proporción (>75%) del volumen ígneo total. Son predominantemente máficos, pero también pueden tener componentes ultramáficos y silícicos significativos, y algunos están dominados por magmatismo silícico". Esta definición pone énfasis en las características de alta tasa de emplazamiento de magma del evento LIP y excluye montes submarinos, grupos de montes submarinos, crestas submarinas y corteza anómala del fondo marino. [7]
Desde entonces, la definición se ha ampliado y refinado, y sigue siendo un trabajo en progreso. Algunas nuevas definiciones de LIP incluyen grandes provincias graníticas como las que se encuentran en las montañas de los Andes de América del Sur y en el oeste de América del Norte. Se han desarrollado taxonomías integrales para centrar las discusiones técnicas. Se ha propuesto la subcategorización de las LIP en grandes provincias volcánicas (LVP) y grandes provincias plutónicas (LPP), e incluir rocas producidas por procesos tectónicos de placas normales, pero estas modificaciones no son generalmente aceptadas. [8] Ahora, LIP se usa con frecuencia para describir también áreas voluminosas de rocas ígneas, no solo máficas, sino de todo tipo. Además, el umbral mínimo para ser incluido como LIP se ha reducido a 50.000 km 2 . [8] La taxonomía de trabajo, centrada en gran medida en la geoquímica, es:
Debido a que las grandes provincias ígneas se crean durante eventos ígneos de corta duración que resultan en acumulaciones relativamente rápidas y de gran volumen de roca ígnea volcánica e intrusiva, merecen estudio. Las LIP presentan posibles vínculos con extinciones masivas y cambios ambientales y climáticos globales. Michael Rampino y Richard Stothers citan 11 episodios distintos de basalto de inundación , que ocurrieron en los últimos 250 millones de años, que crearon provincias volcánicas y mesetas oceánicas y coincidieron con extinciones masivas. [9] Este tema se ha convertido en un amplio campo de investigación, que une disciplinas de geociencias como la bioestratigrafía , la vulcanología , la petrología metamórfica y el modelado del sistema terrestre .
El estudio de las LIP tiene implicaciones económicas. Algunos investigadores las asocian con hidrocarburos atrapados. [ cita requerida ] Están asociadas con concentraciones económicas de cobre-níquel y hierro. [10] También están asociadas con la formación de importantes provincias minerales, incluidos depósitos de elementos del grupo del platino y, en las LIP silícicas, depósitos de plata y oro. [5] También se encuentran depósitos de titanio y vanadio en asociación con las LIP. [11]
Las LIP en el registro geológico han marcado cambios importantes en la hidrosfera y la atmósfera , lo que ha provocado importantes cambios climáticos y, tal vez, extinciones masivas de especies. [5] Algunos de estos cambios estaban relacionados con la rápida liberación de gases de efecto invernadero de la litosfera a la atmósfera. Por lo tanto, los cambios desencadenados por las LIP pueden usarse como casos para comprender los cambios ambientales actuales y futuros.
La teoría de la tectónica de placas explica la topografía utilizando interacciones entre las placas tectónicas, influenciadas por las tensiones viscosas creadas por el flujo dentro del manto subyacente . Dado que el manto es extremadamente viscoso, la tasa de flujo del manto varía en pulsos que se reflejan en la litosfera mediante ondulaciones de pequeña amplitud y longitud de onda larga. Comprender cómo la interacción entre el flujo del manto y la elevación de la litosfera influye en la formación de las placas tectónicas de superficie es importante para obtener conocimientos sobre la dinámica del manto en el pasado. [12] Las placas tectónicas de superficie han desempeñado un papel importante en los ciclos de ruptura continental, formación continental, nuevas adiciones a la corteza desde el manto superior y ciclos de supercontinentes . [12]
La Tierra tiene una capa exterior formada por placas tectónicas discretas y móviles que flotan sobre un manto convectivo sólido sobre un núcleo líquido . El flujo del manto es impulsado por el descenso de las placas tectónicas frías durante la subducción y el ascenso complementario de columnas de material caliente del manto desde niveles inferiores. La superficie de la Tierra refleja el estiramiento, engrosamiento y flexión de las placas tectónicas a medida que interactúan. [13]
La creación de placas oceánicas en los afloramientos, la expansión y la subducción son fundamentos bien aceptados de la tectónica de placas, con el afloramiento de materiales calientes del manto y el hundimiento de las placas oceánicas más frías impulsando la convección del manto. En este modelo, las placas tectónicas divergen en las dorsales oceánicas , donde la roca caliente del manto fluye hacia arriba para llenar el espacio. Los procesos tectónicos de placas explican la gran mayoría del vulcanismo de la Tierra . [14]
Además de los efectos del movimiento impulsado por convección, los procesos profundos tienen otras influencias en la topografía de la superficie. La circulación convectiva impulsa afloramientos ascendentes y descendentes en el manto terrestre que se reflejan en los niveles superficiales locales. Los materiales calientes del manto que se elevan en forma de penacho pueden extenderse radialmente debajo de la placa tectónica, lo que provoca regiones de elevación. [13] Estos penachos ascendentes desempeñan un papel importante en la formación de LIP.
Cuando se forman, las LIP suelen tener una extensión de unos pocos millones de kilómetros cuadrados y volúmenes del orden de un millón de kilómetros cúbicos. En la mayoría de los casos, la mayor parte del volumen de una LIP basáltica se forma en menos de un millón de años. Uno de los enigmas de los orígenes de estas LIP es comprender cómo se forman y erupcionan enormes volúmenes de magma basáltico en escalas de tiempo tan cortas, con tasas de efusión hasta un orden de magnitud mayores que los basaltos de las dorsales oceánicas. El origen de muchas o todas las LIP se atribuye de diversas formas a penachos del manto, a procesos asociados con la tectónica de placas o a impactos de meteoritos .
Aunque la mayor parte de la actividad volcánica en la Tierra está asociada con zonas de subducción o dorsales oceánicas, existen importantes regiones de volcanismo extenso y de larga duración, conocidas como puntos calientes , que solo están relacionadas indirectamente con la tectónica de placas. La cadena de montes submarinos Hawái-Emperador , ubicada en la placa del Pacífico , es un ejemplo, que traza millones de años de movimiento relativo a medida que la placa se mueve sobre el punto caliente de Hawái . Se han identificado numerosos puntos calientes de diferentes tamaños y edades en todo el mundo. Estos puntos calientes se mueven lentamente entre sí, pero se mueven un orden de magnitud más rápido con respecto a las placas tectónicas, lo que proporciona evidencia de que no están directamente vinculados a las placas tectónicas. [14]
El origen de los puntos calientes sigue siendo controvertido. Los puntos calientes que alcanzan la superficie de la Tierra pueden tener tres orígenes distintos. Los más profundos probablemente se originan en el límite entre el manto inferior y el núcleo; aproximadamente el 15-20% tienen características como la presencia de una cadena lineal de montes submarinos con edades crecientes, LIP en el punto de origen de la trayectoria, baja velocidad de onda transversal que indica altas temperaturas por debajo de la ubicación actual de la trayectoria y proporciones de 3 He a 4 He que se juzgan consistentes con un origen profundo. Otros, como los puntos calientes de Pitcairn , Samoa y Tahití, parecen originarse en la parte superior de grandes domos de lava transitorios e incandescentes (denominados superoleajes) en el manto. El resto parece originarse en el manto superior y se ha sugerido que son el resultado de la ruptura de la litosfera en subducción. [15]
Imágenes recientes de la región situada debajo de puntos calientes conocidos (por ejemplo, Yellowstone y Hawái) mediante tomografía de ondas sísmicas han producido evidencia creciente que respalda la existencia de columnas convectivas relativamente estrechas, de origen profundo y de una región limitada en comparación con la circulación tectónica de placas a gran escala en la que están incrustadas. Las imágenes revelan trayectorias verticales continuas pero enrevesadas con cantidades variables de material más caliente, incluso a profundidades en las que se prevé que se produzcan transformaciones cristalográficas. [16] [ Se necesita aclaración ]
Una alternativa importante al modelo de penacho es un modelo en el que las rupturas son causadas por tensiones relacionadas con las placas que fracturaron la litosfera, permitiendo que el material fundido llegara a la superficie desde fuentes heterogéneas poco profundas. Se postula que los grandes volúmenes de material fundido que forman las LIP son causados por la convección en el manto superior, que es secundaria a la convección que impulsa el movimiento de las placas tectónicas. [17]
Se ha propuesto que la evidencia geoquímica apoya la existencia de un depósito formado tempranamente que sobrevivió en el manto de la Tierra durante unos 4.500 millones de años. Se postula que el material fundido se originó a partir de este depósito, contribuyendo al basalto de inundación de la isla de Baffin hace unos 60 millones de años. Los basaltos de la meseta de Ontong, Java, muestran firmas isotópicas y de elementos traza similares a las propuestas para el depósito de la Tierra primitiva. [18]
Se han observado siete pares de puntos calientes y puntos de impacto localizados en lados opuestos de la Tierra; los análisis indican que es muy poco probable que esta ubicación antípoda coincidente sea aleatoria. Los pares de puntos calientes incluyen una gran provincia ígnea con vulcanismo continental frente a un punto caliente oceánico. Se espera que los impactos oceánicos de grandes meteoritos tengan una alta eficiencia en la conversión de energía en ondas sísmicas. Estas ondas se propagarían alrededor del mundo y volverían a converger cerca de la posición antípoda; se esperan pequeñas variaciones a medida que la velocidad sísmica varía dependiendo de las características de la ruta a lo largo de la cual se propagan las ondas. A medida que las ondas se concentran en la posición antípoda, someten a la corteza en el punto focal a una tensión significativa y se propone que la rompan, creando pares antípodas. Cuando el meteorito impacta un continente, no se espera que la menor eficiencia de conversión de energía cinética en energía sísmica cree un punto caliente antípoda. [17]
Se ha sugerido un segundo modelo de formación de puntos calientes y de formación de LIP relacionado con el impacto, en el que se generó un volcanismo de puntos calientes menor en sitios de impacto de gran tamaño y se desencadenó un volcanismo de basalto de inundación en sentido antipodal por energía sísmica focalizada. Este modelo ha sido cuestionado porque los impactos generalmente se consideran demasiado ineficientes desde el punto de vista sísmico, y las Traps del Decán de la India no eran antípodas al impacto de Chicxulub en México (y comenzaron a hacer erupción varios millones de años antes) . Además, no se ha confirmado ningún ejemplo claro de volcanismo inducido por impacto, no relacionado con capas de fusión, en ningún cráter terrestre conocido. [17]
Los enjambres de diques de gran extensión aérea , las provincias de umbral y las grandes intrusiones ultramáficas estratificadas son indicadores de LIP, incluso cuando no se observan otras evidencias en la actualidad. Las capas de basalto superiores de LIP más antiguas pueden haber sido eliminadas por la erosión o deformadas por colisiones de placas tectónicas que ocurrieron después de que se formara la capa. Esto es especialmente probable para períodos anteriores como el Paleozoico y el Proterozoico . [7]
Los enjambres de diques gigantes con longitudes superiores a 300 km [19] son un registro común de LIP severamente erosionados. Existen configuraciones de enjambre de diques tanto radiales como lineales. Se conocen enjambres radiales con una extensión superficial de más de 2000 km y enjambres lineales que se extienden por más de 1000 km. Los enjambres de diques lineales a menudo tienen una alta proporción de diques en relación con las rocas del terreno, en particular cuando el ancho del campo lineal es inferior a 100 km. Los diques tienen un ancho típico de 20 a 100 m, aunque se han reportado diques ultramáficos con anchos superiores a 1 km. [7]
Los diques suelen ser subverticales o verticales. Cuando el magma que fluye hacia arriba (formando diques) encuentra límites o debilidades horizontales, como entre capas en un depósito sedimentario, el magma puede fluir horizontalmente creando un umbral. Algunas provincias de umbral tienen extensiones superficiales de más de 1000 km. [7]
Una serie de umbrales relacionados que se formaron esencialmente de manera contemporánea (en un lapso de varios millones de años) a partir de diques relacionados comprenden un LIP si su área es lo suficientemente grande. Algunos ejemplos incluyen:
Los márgenes volcánicos riftados se encuentran en el límite de grandes provincias ígneas. Los márgenes volcánicos se forman cuando el rifting está acompañado por una fusión significativa del manto, y el vulcanismo ocurre antes y/o durante la ruptura continental. Los márgenes volcánicos riftados se caracterizan por: una corteza transicional compuesta de rocas ígneas basálticas, que incluyen flujos de lava, umbrales, diques y gabros , flujos de basalto de alto volumen, secuencias reflectoras de flujos de basalto que se inclinan hacia el mar y que rotaron durante las primeras etapas de la ruptura, subsidencia limitada del margen pasivo durante y después de la ruptura, y la presencia de una corteza inferior con velocidades de ondas P sísmicas anómalamente altas en cuerpos de la corteza inferior, indicativas de medios densos de temperatura más baja.
La actividad volcánica temprana de los principales puntos calientes, que se postula que es el resultado de penachos profundos del manto, suele ir acompañada de basaltos de inundación. Estas erupciones de basalto de inundación han dado lugar a grandes acumulaciones de lavas basálticas a un ritmo muy superior al observado en los procesos volcánicos contemporáneos. El rifting continental suele seguir al vulcanismo de basalto de inundación. Las provincias de basalto de inundación también pueden producirse como consecuencia de la actividad inicial de puntos calientes en cuencas oceánicas, así como en continentes. Es posible rastrear el punto caliente hasta los basaltos de inundación de una gran provincia ígnea; la tabla siguiente correlaciona las grandes provincias ígneas con la trayectoria de un punto caliente específico. [20] [21]
En algunos casos, las erupciones o emplazamientos de LIP parecen haber ocurrido simultáneamente con eventos anóxicos oceánicos y eventos de extinción . Los ejemplos más importantes son las Traps del Deccan ( evento de extinción Cretácico-Paleógeno ), las Traps del Karoo-Ferrar ( extinción Pliensbachiano-Toarciense ), la provincia magmática del Atlántico Central ( evento de extinción Triásico-Jurásico ) y las Traps de Siberia ( evento de extinción Pérmico-Triásico ).
Se han propuesto varios mecanismos para explicar la asociación de las LIP con los eventos de extinción. La erupción de LIP basálticos en la superficie de la Tierra libera grandes volúmenes de gas sulfato, que forma ácido sulfúrico en la atmósfera; esto absorbe calor y causa un enfriamiento sustancial (por ejemplo, la erupción de Laki en Islandia, 1783). Las LIP oceánicas pueden reducir el oxígeno en el agua de mar ya sea por reacciones de oxidación directa con metales en fluidos hidrotermales o causando floraciones de algas que consumen grandes cantidades de oxígeno. [28]
Las grandes provincias ígneas están asociadas con un puñado de tipos de depósitos de mineral, entre ellos:
El enriquecimiento de mercurio en relación con el carbono orgánico total (Hg/COT) es un indicador geoquímico común utilizado para detectar vulcanismo masivo en el registro geológico, aunque su infalibilidad ha sido cuestionada. [29]
Estos LIP están compuestos predominantemente de materiales félsicos . Algunos ejemplos incluyen:
Estos LIP están compuestos predominantemente de materiales andesíticos . Algunos ejemplos incluyen:
Esta subcategoría incluye la mayoría de las provincias incluidas en las clasificaciones LIP originales. Está compuesta por basaltos de inundación continentales, basaltos de inundación oceánicos y provincias difusas.
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