Una gran provincia ígnea ( LIP ) es una acumulación extremadamente grande de rocas ígneas , incluidas las intrusivas ( alféizares , diques ) y extrusivas ( flujos 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 plumas del manto o a procesos asociados con la tectónica de placas divergentes . [1] La formación de algunos de los LIP en los últimos 500 millones de años coincide en el tiempo con extinciones masivas y rápidos cambios climáticos , lo que ha dado lugar a numerosas hipótesis sobre relaciones causales. Los LIP son fundamentalmente diferentes de cualquier otro volcan o sistema volcánico actualmente activo.
En 1992, Coffin y Eldholm inicialmente definieron el término "gran provincia ígnea" como la representación de una variedad de provincias ígneas máficas con una extensión de área mayor a 100.000 km 2 que representaban "emplazamientos masivos de la corteza terrestre predominantemente máfica (rica en magnesio y hierro) extrusiva y roca intrusiva, y se originó a través de 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 agrietados . 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 estos LIP consisten en basalto, pero algunos contienen grandes volúmenes de riolita asociada (por ejemplo, el grupo de basalto del río Columbia en el oeste de los Estados Unidos); La riolita suele ser muy seca en comparación con las riolitas de arco de islas , con temperaturas de erupción mucho más altas (850 °C a 1000 °C) que las riolitas normales. Algunos LIP están geográficamente intactos, como las trampas basálticas del Deccan en la India, mientras que otros han sido fragmentados y separados por movimientos de placas, como la provincia magmática del Atlántico central , parte de la cual se encuentra 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 esperanzas de vida máximas de ~50 Myr que tienen configuraciones tectónicas intraplacas o afinidades geoquímicas, y se caracterizan por pulso(s) ígneo(s) de corta duración (~1–5 Myr), durante los cuales una gran proporción (>75 Myr) %) del volumen ígneo total ha sido emplazado. Son predominantemente máficos, pero también pueden tener importantes componentes ultramáficos y silícicos, 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 los montes submarinos, los grupos de montes submarinos, las crestas submarinas y las zonas anómalas. corteza del fondo marino [7]
Desde entonces, la definición se ha ampliado y perfeccionado, y sigue siendo un trabajo en progreso. Algunas definiciones nuevas de LIP incluyen grandes provincias graníticas como las que se encuentran en la Cordillera 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 los LIP en grandes provincias volcánicas (LVP) y grandes provincias plutónicas (LPP), incluyendo rocas producidas por procesos normales de placas tectónicas, pero estas modificaciones no son generalmente aceptadas. [8] LIP ahora se usa con frecuencia para describir también áreas voluminosas, no solo de rocas máficas, sino de todo tipo de rocas ígneas. Además, el umbral mínimo que debe incluirse 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 ser estudiadas. Los LIP presentan posibles vínculos con extinciones masivas y cambios ambientales y climáticos globales. Michael Rampino y Richard Stothers citan 11 episodios distintos de inundaciones de basalto , 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, uniendo disciplinas de geociencia como la bioestratigrafía , la vulcanología , la petrología metamórfica y el modelado del sistema terrestre .
El estudio de los LIP tiene implicaciones económicas. Algunos trabajadores los asocian con hidrocarburos atrapados. [ cita necesaria ] Están asociados con concentraciones económicas de cobre, níquel y hierro. [10] También están asociados con la formación de importantes provincias minerales, incluidos depósitos de elementos del grupo del platino y, en los LIP silícicos, depósitos de plata y oro. [5] Los depósitos de titanio y vanadio también se encuentran asociados con los LIP. [11]
Los 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 desde la litosfera a la atmósfera. Por lo tanto, los cambios desencadenados por LIP pueden usarse como casos para comprender los cambios ambientales actuales y futuros.
La teoría de las placas tectónicas explica la topografía mediante interacciones entre las placas tectónicas, influenciadas por tensiones viscosas creadas por el flujo dentro del manto subyacente . Dado que el manto es extremadamente viscoso, el caudal 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 LIP es importante para comprender mejor la dinámica del manto en el pasado. [12] Los LIP 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 hecha de placas tectónicas discretas y en movimiento que flotan sobre un manto convectivo sólido sobre un núcleo líquido . El flujo del manto es impulsado por el descenso de 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, el engrosamiento y la flexión de las placas tectónicas a medida que interactúan. [13]
La creación de placas oceánicas durante los afloramientos, la expansión y la subducción son fundamentos bien aceptados de la tectónica de placas, en los que el afloramiento de materiales calientes del manto y el hundimiento de las placas oceánicas más frías impulsan 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 representan la gran mayoría del vulcanismo de la Tierra . [14]
Más allá de los efectos del movimiento impulsado por convección, los procesos profundos tienen otras influencias en la topografía de la superficie. La circulación convectiva impulsa ascendentes y descendentes en el manto de la Tierra que se reflejan en los niveles superficiales locales. Los materiales calientes del manto que se elevan en forma de columna pueden extenderse radialmente debajo de la placa tectónica provocando regiones de elevación. [13] Estos penachos ascendentes juegan un papel importante en la formación de LIP.
Cuando se crean, los LIP suelen tener una extensión de unos pocos millones de kilómetros cuadrados y volúmenes del orden de 1 millón de kilómetros cúbicos. En la mayoría de los casos, la mayor parte del volumen de un LIP basáltico se emplaza en menos de 1 millón de años. Uno de los enigmas de los orígenes de estos LIP es comprender cómo se forman y hacen erupción enormes volúmenes de magma basáltico en escalas de tiempo tan cortas, con tasas de derrame de hasta un orden de magnitud mayores que los basaltos de las dorsales oceánicas. La fuente de muchos o todos los LIP se atribuye de diversas formas a columnas 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 medio oceánicas, existen regiones importantes de vulcanismo extenso y de larga duración, conocidas como puntos calientes , que están sólo indirectamente relacionados con la tectónica de placas. La cadena de montes submarinos Hawaiano-Emperador , ubicada en la placa del Pacífico , es un ejemplo, que rastrea millones de años de movimiento relativo a medida que la placa se mueve sobre el punto caliente de Hawái . Se han identificado numerosos puntos críticos de distintos 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 relacionados con las placas tectónicas. [14]
El origen de los puntos críticos 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 entre el 15% y el 20% tienen características como la presencia de una cadena lineal de montes marinos con edades crecientes, LIP en el punto de origen de la ruta, baja velocidad de onda de corte que indica altas temperaturas por debajo de la ubicación actual de la ruta y proporciones de 3 . Él a 4 Él que se juzga consistente con un origen profundo. Otros, como los hotspots de Pitcairn , Samoa y Tahití , parecen originarse en la parte superior de grandes domos de lava caliente, transitorios (denominados superoleajes) en el manto. El resto parece originarse en el manto superior y se ha sugerido que es el resultado de la ruptura de la litosfera en subducción. [15]
Imágenes recientes de la región debajo de puntos críticos conocidos (por ejemplo, Yellowstone y Hawái) utilizando tomografía de ondas sísmicas han producido evidencia creciente que respalda penachos convectivos relativamente estrechos y de origen profundo que son limitados en región en comparación con la circulación de placas tectónicas a gran escala. en el que están incrustados. Las imágenes revelan caminos verticales continuos pero intrincados con cantidades variables de material más caliente, incluso a profundidades donde se predice que ocurrirán transformaciones cristalográficas. [16] [ se necesita aclaración ]
Una alternativa importante al modelo de pluma es un modelo en el que las rupturas son causadas por tensiones relacionadas con las placas que fracturaron la litosfera, permitiendo que el derretimiento llegue a la superficie desde fuentes heterogéneas poco profundas. Se postula que los grandes volúmenes de material fundido que forman los 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 respalda la existencia de un depósito de formación temprana que sobrevivió en el manto de la Tierra durante unos 4.500 millones de años. Se postula que el material fundido se originó en este embalse, contribuyendo al basalto de inundación de la isla Baffin hace unos 60 millones de años. Los basaltos de la meseta de Ontong Java muestran firmas isotópicas y de oligoelementos similares propuestas para el depósito de la Tierra primitiva. [18]
Se han observado siete pares de puntos críticos y LIP ubicados 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 críticos incluyen una gran provincia ígnea con vulcanismo continental frente a un punto crítico oceánico. Se espera que los impactos oceánicos de grandes meteoritos tengan una alta eficiencia a la hora de convertir la energía en ondas sísmicas. Estas ondas se propagarían por todo el mundo y volverían a converger cerca de la posición antípoda; Se esperan pequeñas variaciones ya 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 la corteza en el punto focal a una tensión significativa y se proponen romperla, creando pares de antípodas. Cuando el meteorito impacta un continente, no se espera que la menor eficiencia de la conversión de energía cinética en energía sísmica cree un punto de acceso antípoda. [17]
Se ha sugerido un segundo modelo de formación de puntos críticos y LIP relacionado con el impacto en el que se generó vulcanismo de puntos críticos menores en sitios de impacto de cuerpos grandes y el vulcanismo de inundación de basalto fue desencadenado en sentido antipodal por energía sísmica enfocada. Este modelo ha sido cuestionado porque los impactos generalmente se consideran sísmicamente demasiado ineficientes, y las trampas del Deccan de la India no fueron la antípoda del impacto de Chicxulub en México (y comenzaron a hacer erupción varios millones de años antes). Además, en ningún cráter terrestre conocido se ha confirmado ningún ejemplo claro de vulcanismo inducido por impacto, no relacionado con láminas fundidas. [17]
Los enjambres de diques aéreamente extensos , las provincias de umbral y las grandes intrusiones ultramáficas en capas son indicadores de LIP, incluso cuando ahora no se pueden observar otras evidencias. Las capas superiores de basalto de los LIP más antiguos pueden haber sido eliminadas por erosión o deformadas por colisiones de placas tectónicas que ocurrieron después de que se formó la capa. Esto es especialmente probable en 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 2.000 km y enjambres lineales que se extienden a lo largo de 1.000 km. Los enjambres de diques lineales a menudo tienen una alta proporción de diques en relación con las rocas rurales, particularmente 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 informado diques ultramáficos con anchos superiores a 1 km. [7]
Los diques suelen ser de subverticales a verticales. Cuando el magma que fluye hacia arriba (que forma diques) encuentra límites horizontales o debilidades, como entre capas en un depósito sedimentario, el magma puede fluir horizontalmente creando un umbral. Algunas provincias umbral tienen extensiones de área >1000 km. [7]
Una serie de umbrales relacionados que se formaron esencialmente al mismo tiempo (en el transcurso de varios millones de años) a partir de diques relacionados comprenden un LIP si su área es lo suficientemente grande. Ejemplos incluyen:
Los márgenes volcánicos se encuentran en los límites de grandes provincias ígneas. Los márgenes volcánicos se forman cuando el rift va acompañado de un importante derretimiento del manto, y el vulcanismo ocurre antes y/o durante la ruptura continental. Los márgenes volcánicos fracturados se caracterizan por: una corteza de transición compuesta de rocas ígneas basálticas, que incluyen flujos de lava, sills, diques y gabros , flujos de basalto de gran volumen, secuencias reflectoras de flujos de basalto que se sumergen hacia el mar y que rotaron durante las primeras etapas de ruptura, hundimiento limitado del margen pasivo durante y después de la ruptura, y la presencia de una corteza inferior con velocidades de onda P sísmicas anormalmente altas en los cuerpos de la corteza inferior, indicativos de medios densos de temperatura más baja.
La actividad volcánica temprana de los principales puntos críticos, que se supone que es el resultado de profundas columnas de manto, suele ir acompañada de inundaciones de basaltos. Estas erupciones de inundación de basalto han dado lugar a grandes acumulaciones de lavas basálticas emplazadas a un ritmo muy superior al observado en los procesos volcánicos contemporáneos. El rift continental comúnmente sigue al vulcanismo de inundación de basalto. Las provincias de inundación de basalto también pueden ocurrir como consecuencia de la actividad inicial de los puntos calientes en las cuencas oceánicas y en los continentes. Es posible rastrear el punto caliente hasta los basaltos de inundación de una gran provincia ígnea; La siguiente tabla correlaciona las grandes provincias ígneas con la trayectoria de un punto caliente específico. [20] [21]
Las erupciones o emplazamientos de LIP parecen haber ocurrido, en algunos casos, simultáneamente con eventos anóxicos oceánicos y eventos de extinción . Los ejemplos más importantes son las trampas del Decán ( evento de extinción del Cretácico-Paleógeno ), el Karoo-Ferrar ( extinción del Pliensbachiano-Toarciano ), la provincia magmática del Atlántico central ( evento de extinción del Triásico-Jurásico ) y las trampas de Siberia ( evento de extinción del Pérmico-Triásico). ).
Se proponen varios mecanismos para explicar la asociación de LIP con eventos de extinción. La erupción de LIP basálticos en la superficie terrestre libera grandes volúmenes de gas sulfato, que forma ácido sulfúrico en la atmósfera; esto absorbe calor y provoca un enfriamiento sustancial (por ejemplo, la erupción del Laki en Islandia, 1783). Los LIP oceánicos pueden reducir el oxígeno en el agua de mar mediante reacciones de oxidación directa con metales en fluidos hidrotermales o provocando proliferación de algas que consumen grandes cantidades de oxígeno. [28]
Las grandes provincias ígneas están asociadas con un puñado de tipos de depósitos de mineral que incluyen:
Estos LIP están compuestos predominantemente de materiales félsicos . Ejemplos incluyen:
Estos LIP están compuestos predominantemente de materiales andesíticos . Ejemplos incluyen:
Esta subcategoría incluye la mayoría de las provincias incluidas en las clasificaciones LIP originales. Está compuesto por basaltos de inundación continental, basaltos de inundación oceánicos y provincias difusas.
{{cite book}}: |journal=ignorado ( ayuda )