L'Enciclopèdia, la wikipedia en valencià

Gran província ígnea

Una gran província ígnea o GPI (en inglés: Large igneous province, o LIP) és una acumulació extremadament gran de roques ígneas, que inclouen tant roques intrusivas (làminas, dics) com extrusivas (fluix de lava, jaciments de tefra), que sorgixen quan el magma viaja a través de la corfa terrestre cap a la superfície. La formació d'una GPI s'atribuïx de diverses maneres a les plomes del mant o als processos associats en la tectònica de plaques divergents.[1] La formació d'algunes de les GPI en els últims 500 millons d'anys coincidixen en el temps en extincions massives i ràpits canvis climàtics, lo que ha dut a numeroses hipòtesis sobre les relacions causals. Les GPI són fonamentalment diferents de qualsevol atre volcà o sistema volcànic actualment actiu.

Mapa que mostra les grans províncies ígneas continentals de la corfa —tal com es veuen en els registres de refracció sísmica—, en algunes de les majors grans províncies ígneas (color púrpura obscur).

Definició

En 1992, els investigadors Coffin i Eldholm varen utilisar per primera volta la noció de «gran província ígnea» per a descriure acumulacions molt grans (àrees de més de 100 000 km², aproximadament com Islàndia) de roques ígneas máficas que varen esclatar o es varen emplaçar en profunditat en un interval de temps geològic extremadament curt, de pocs millons d'anys o menys.[2] Els máficos, els fondos marins de basalt i atres productes geològics de la tectònica de plaques "normals" no es varen incloure en la definició.[3]

Tipos

La definició de GPI s'ha anat ampliant i refinant, i encara és un treball en progrés. El terme GPI ara també s'usa en freqüència per a descriure àrees voluminoses, no solament máficas, sino de tot tipo de roques ígneas. S'ha propost la subcategorisació de les GPI en grans províncies volcàniques (GPV) i en grans províncies plutòniques (GPP), lo que inclouria també a les roques produïdes per processos tectónicos de plaques normals, pero estes subdivisions no són generalment acceptades.[4]


Algunes GPI estan geogràficament intactes, com les traps basàlticas del Decán basàlticas en Índia, mentres que unes atres han segut fragmentades i separades per moviments de plaques, com la província magmática de l'Atlàntic Central (PMAC), en parts en Brasil, en l'est d'Amèrica del Nort i en el nort Àfrica occidental.[5]

Motivacions per a l'estudi de les GPI

Les grans províncies ígneas (GPI) s'haurien creat durant events ígneos de curta duració, lo que ocasionaria acumulacions relativament ràpides i d'alt volum de roques ígneas volcàniques i intrusivas. Eixos events han segut estudiats per vàries causes:

  • Els possibles vínculs en les extincions massives i els canvis ambientals i climàtics mundials. Michael Rampino i Richard Stothers (1988) varen citar onze episodis distints de basalt d'inundació, ocorreguts en els últims 250 millons d'anys, que varen crear províncies volcàniques i replanells oceànics i varen coincidir en extincions massives.[6] Este tema s'ha desenrollat en un ampli camp d'investigació, unint disciplines de geociència com la bioestratigrafía, la vulcanologia, la petrologia metamòrfica i la modelació del sistema terrestre.
  • Les possibles repercusionesa econòmiques, ya que alguns especialistes les associen en l'existència d'hidrocarburs atrapats i de concentracions econòmiques de coure-níquel i ferro.[7] També estan associades en la formació de les principals províncies minerals, inclosos els jaciments d'elements del grup del platí (EGP) i, en les GPI de silici, els jaciments d'argent i or.[3] Els jaciments de titani i vanadi també es troben en associació en una GPI.[8]
  • Les GPI, en el registre geològic, marquen canvis importants en l'hidrosfera i en l'atmòsfera, lo que duria a canvis climàtics importants i tal volta a l'extinció massiva d'espècies.[3] Alguns d'eixos canvis varen estar relacionats en la ràpida lliberació de gasos d'efecte hivernàcul des de la corfa a l'atmòsfera. Per això els canvis activats per una GPI podrien usar-se com a casos per a comprendre els canvis ambientals actuals i futurs.
  • La teoria de la tectònica de plaques explica la topografia utilisant interaccions entre les plaques tectòniques, segons l'influència de les tensions viscoses creades pel fluix dins del mant subjacent. Com el mant és extremadament viscós, la velocitat del fluix del mant varia en polsos que es reflectixen en la litósfera per ondulacions d'amplitut chicoteta i llongitut d'ona llarga. Comprendre cóm l'interacció entre el fluix del mant i l'elevació de la litósfera influïx en la formació de les GPIs és important per a obtindre informació sobre la dinàmica del mant en el passat.[9]
  • Les GPI haurien jugat un paper important en la ruptura continental, en la formació continental, en les noves adició de la corfa del mant superior i en els cicles supercontinents.[9]

Formació de les grans província ígneas

 
Grades dels Tres Dimonis en Moses Coulee, Washington és part de la GPI de Columbia River Basalt Group.

La Terra té una capa exterior constituïda per plaques tectòniques mòvils discretes que suren sobre un mant convectivo sòlit sobre un núcleu líquit. El fluix del mant és impulsat pel descens de plaques tectòniques fredes durant la subducción i l'ascens complementari de columnes de material calent des de nivells inferiors. La superfície de la Terra reflectix el estiramiento, el engrosamiento i la flexión de les plaques tectòniques a mida que interactuen.[10]

La creació de plaques oceàniques en les corrents ascendents, l'expansió i la subducción, són fonaments ben acceptats de la tectònica de plaques, en la corrent ascendent de materials calents del mant i l'afonament de les plaques oceàniques més fredes que conduïxen la convecció del mant. En este model, les plaques tectòniques divergixen en les dorsals mediooceánicas, en les que les roques calentes del mant fluïxen cap a dalt per a reblir eixos espais intersticiales. Els processos tectónicos de plaques representen la gran majoria del vulcanisme de la Terra.[11]

Més allà dels efectes del moviment conduït per convecció, els processos profunts tenen atres influències en la topografia de la superfície. La circulació convectiva conduïx cap a dalt i cap a avall en el mant de la Terra que es reflectix en els nivells locals de la superfície. Els materials calents del mant que s'eleven en un penacho poden estendre's radialment baix de la placa tectònica causant regions d'elevació.[10] Estes plomes ascendents juguen un paper important en la formació de GPI.

Característiques de formació

Quan es creen, les GPI a sovint tenen una extensió d'uns pocs millons de km² i volums de l'orde d'1 milló de km³. En la majoria dels casos, gran part del volum d'una GPI basàltica s'emplaça en menys d'1 milló d'anys. Un dels enigmes dels orígens de tals GPIs és comprendre cóm es formen i erupcionan eixos enormes volums de magma basáltico en escales de temps tan curtes, en taxes de efusión de fins a un orde de magnitut major que els basalt que es formen en les dorsals mediooceánicas.

Teories sobre la formació

L'orige de moltes o de totes les GPI s'ha atribuït, de diverses maneres, a l'existència de plomes del mant, als processos associats en la tectònica de plaques o a l'impacte de meteorits.

Formació relacionada en les plomes mantélicas

Encara que la major part de l'activitat volcànica en la Terra està associada en les zones de subducción o dorsals mediooceánicas, hi ha regions significatives de vulcanisme extens i de llarga vida, conegudes com punts calents, que solament estan indirectament relacionades en la tectònica de plaques. La cadena submarina hawaiana-Emperador, ubicada en la placa del Pacífic, és un eixemple, en millons d'anys de moviment relatiu a mida que la placa es mou sobre el punt calent de Hawái. S'han identificat numerosos punts crítics de diferents tamanys i edats en tot lo món. Eixos punts calents es mouen llentament uns sobre els atres, pero es mouen més ràpidament, en un orde de magnitut, que les plaques tectòniques, lo que proporciona evidència de que no estan directament vinculats a les plaques tectòniques.[11]

L'orige d'eixos punts crítics seguix sent controvertit. Els punts crítics que alcancen la superfície de la Terra poden tindre tres orígens distints. Els més profunts provablement s'originen en el llímit entre el mant inferior i el núcleu; aproximadament el 15-20% tenen característiques tals com la presència d'una cadena llineal de monts marins en edats cada volta majors, GPI en el punt d'orige de la pista, baixa velocitat d'ona de cort que indica altes temperatures per baix de l'ubicació actual de la pista i relacions de 3He a 4He que es jugen consistents en un orige profunt. Uns atres com els punts calents de Pitcairn, Samoa i Tahití semblen originar-se en la part superior de grans cúpules de lava calentes, transitòries (denominades superpozos) en el mant. El restant sembla originar-se en el mant superior i s'ha sugerit que és el resultat de la ruptura de la litósfera subductora.[12]

Les imàgens recents de la regió per baix dels punts crítics coneguts (per eixemple, en Yellowstone i en Hawái) usant tomografía d'ones sísmiques han produït evidències que indicarien la presència de columnes convectivas d'orige profunt relativament estretes que tenrían una regió llimitada en comparació a la circulació tectònica de plaques a gran escala en la que estan incrustats. Les imàgens revelen camins verticals continus pero tortuosos en cantitats variables de materials més calents, inclús a profunditats en les que es prediu que ocorreran transformacions cristalográficas.[13]

Formació relacionada en les tensions en les plaques tectòniques

Una alternativa important al model de penacho és un model en el que les ruptures serien causades per les tensions relacionades en les plaques que varen fracturar la litósfera, permetent que la massa fosa aplegara a la superfície des de fonts heterogénees poc profundes. Es postula que els alts volums de material fos que formen les GPI serien causats per fluix de convecció en el mant superior, que serien secundaris respecte a la convecció que impulsa el moviment de les plaques tectòniques.[14]

Formació relacionada en abocades de depòsits primerencs

S'ha propost que l'evidència geoquímica respala un reservorio format enjorn que va sobreviure en el mant de la Terra durant aproximadament 4500 millons d'anys. Es postula que el material fos es va originar en este embassament, contribuint al basalt d'inundació de l'illa de Baffin fa uns 60 millons d'anys. Els basalt del replanell de Ontong en l'illa de Java mostren firmes isotòpiques i de oligoelementos similars propostes per al reservorio de la Terra primitiva.[15]

Formació induïda per meteorits

S'han observat sèt parells de punts calents i de GPIs ubicats en costats oposts de la Terra; els anàlisis indiquen que eixa ubicació antipodal coincidente és molt poc provable que siga aleatòria. Els parells de punts calents inclouen una gran província ígnea en vulcanisme continental front a un punt calent oceànic. Es creu que els impactes oceànics de grans meteorits tindrien una alta eficiència en la conversió d'energia en ones sísmiques, que es propagarien per tot lo món i tornarien a convergir prop de la posició antipodal; s'esperen chicotetes variacions ya que la velocitat sísmica varia segons les característiques de la ruta seguida per les ones. A mida que les ones s'enfocaren en la posició antipodal, ocasionarien en la corfa baix el punt focal una tensió significativa, que es postula podria trencar-la, creant els parells antipodales. No obstant quan el meteorit impactara en terres continentals, donada la menor eficiència de la conversió d'energia cinètica en energia sísmica, no es crearia un punt d'accés antipodal.[14]

S'ha sugerit un segon model relacionat en l'impacte de la formació de punts calents i GPI en el que es va generar un vulcanisme de punts calents menors en llocs d'impacte de cossos grans i el vulcanisme de basalt d'inundació es va activar antipodalment per energia sísmica enfocada. Este model ha segut qüestionat perque els impactes generalment es consideren sísmicamente massa ineficientes, i les trampes Deccan de l'Índia no eren antipodales i varen escomençar a fer erupció varis millons d'anys abans de l'impacte que va ocasionar el cràter de Chicxulub en el Cretácico final en Mèxic. Ademés, no s'ha confirmat cap eixemple clar de vulcanisme induït per l'impacte, no relacionat en làmines foses, en cap cràter terrestre conegut.[14]

Classificació

En 1992, Coffin i Eldholm varen definir inicialment la noció de «gran província ígnea» (GPI) com la representació d'una varietat de províncies ígneas máficas en una extensió major de 100 000 km² que representava «emplaçaments massius de la corfa de predominantment máfico (ric en magnesi i ferro) roca extrusiva i intrusiva, i es va originar a través de processos distints a l'expansió 'normal' del fondo marí».[16][17] Eixa definició original incloïa els basalt d'inundació continental, les replanells oceànics, els grans eixams de dics (les raïls erosionades d'una província volcànica) i els màrgens volcànics trencats. La majoria d'eixes GPI consistixen en basalt, pero algunes tenen grans volums de riolita associada (per eixemple, el grup basáltico del riu Columbia en l'oest dels Estats Units); la riolita és típicament molt seca en comparació a les riolitas d'arc d'illa, en temperatures d'erupció molt més altes (850 °C a 1000 °C) que les riolitas normals.

Des de 1992, la definició de GPI s'ha ampliat i refinat, i seguix encara acotant-se. Algunes definicions noves de la noció d'una GPI inclouen les grans províncies granítiques com les que es troben en les montanyes dels Andes d'Amèrica del Sur i en l'oest d'Amèrica del Nort. S'han desenrollat taxonomia integrals per a centrar les discussions tècniques.

En 2008, Bryan i Ernst varen refinar la definició per a reduir-la una miqueta: «Les grans províncies ígneas són províncies magmáticas en extensions majors de 100 000 km², volums ígneos de més de 100 000 km³ i una vida útil màxima de ∼

50

millones de años que tenen configuracions tectòniques intraplacas o afinitats geoquímicas, i estan caracterisades per pols(s) ígneo(s) de curta duració (∼1-5 millons d'anys), durant el que s'ha emplaçat una gran proporció (> 75%) del volum ígneo total. Són predominantment máficas, pero també poden tindre importants components ultramáficos i silícicos, i algunes estan dominades pel magmatismo silícico». Esta definició posa émfasis en les característiques de l'alta taxa d'emplaçament del magma de l'event GPI i exclou monts submarins, grups de monts submarins, dorsals submarines i corfa anómala del fondo marí.[18]


La noció de GPI s'usa ara en freqüència per a descriure també àrees voluminoses, no solament máficas, sino de tot tipo de roques ígneas. S'ha propost la subcategorisació de les GPI en grans províncies volcàniques (GPV) i en grans províncies plutòniques (GPP), i inclouria a les roques produïdes pels processos de la tectònica de plaques 'normals'. Ademés, el llindar mínim per a ser inclós com una GPI s'ha reduït a 50 000 km².[4] La taxonomia de treball que s'utilisarà per a estructurar els eixemples a continuació, centrada principalment en la geoquímica, és:

  • Grans províncies ígneas (GPI)
    • Grans províncies volcàniques (GPV)
      • Grans províncies riolíticas (GPR)
      • Grans províncies andesíticas (GPA)
      • Grans províncies basàlticas (GPB): basalt d'inundació oceànica o continental
      • Grans províncies basolíticas-riolíticas (GPBR)
    • Grans províncies plutòniques (GPP)
      • Grans províncies granítiques (GPG)
      • Grans províncies plutòniques máficas
 
Ilustració que mostra un dic vertical i una làmina horisontal.

Els eixams de dics extremadament extensos, les províncies dels llindars i les grans intrusions ultramáficas en capes són indicadors d'una GPI, inclús quan ara no s'observe una atra evidència. Les capes superiors de basalt de les GPI més antigues poden haver segut eliminades per erosió o ser deformades per colisions de les plaques tectòniques que es produirien en acabant de que es formara la capa. Açò és especialment provable en periodos primerencs com el Paleozoico i el Proterozoico.[18]

Els eixams de dics jagants que tenen una llongitut de més de 300 km[19] són un registre comú de GPIs severament erosionades. Hi ha configuracions d'eixam de dics radials i llineals: es coneixen eixams radials en un àrea de més de 2000 km i eixams llineals que s'estenen més de 1000 km. Els eixams de dics llineals a sovint tenen una alta proporció de dics en relació en les roques del país, particularment quan l'ample del camp llineal és inferior a 100 km. Els dics tenen un ample típic de 20–100 m, encara que s'han reportat dics ultramáficos en amples majors d'1 km.[18]

Els dics són habitualment sub-verticals a verticals. Quan el magma que fluïx cap a dalt (formant el dic) es troba en llímits horisontals o debilitats, com entre les capes en un depòsit sedimentario, el magma pot fluir horisontalment creant una làmina. Algunes províncies d'estes làmines tenen àrees de més de 1000 km.[18]

Correlació en la formació de GPI

Correlació en punts calents

L'activitat volcànica primerenca dels principals punts calents, postulada com a resultat de profundes plomes del mant, en freqüència s'acompanya de basalt d'inundació. Estes erupció de basalt d'inundació han resultat en grans acumulacions de lava basàlticas emplaçades a una taxa molt superior a l'observada en els processos volcànics contemporàneus. La divisió continental seguix comunament al vulcanisme de basalt d'inundació. Les províncies de basalt d'inundació també poden ocórrer com a conseqüència de l'activitat dels punts calents inicials en les conques oceàniques, aixina com en els continents. És possible rastrejar el punt calent fins als basalt d'inundació d'una gran província ígnea; la taula a continuació correlaciona grans províncies ígneas en la pista d'un punt calent específic.[20][21]

Província Regió Punt calent Referència
Grup basáltico del riu Columbia Noroest dels Estats Units Punt calent de Yellowstone [20][22]
Basalt d'inundació continental d'Etiopia-Yemen Etiopia, Yemen [20]
Província ígnea de l'Atlàntic Nort Nort de Canadà, Groenlàndia, les Illes Feroe, Noruega, Irlanda i Escòcia Punt calent d'Islàndia
Traps del Decán Índia Punt calent de Reunió [20]
Traps de Rajmahal Este de l'Índia Dorsal del Meridiano Noranta Est [23][24]
Replanell Kerguelen Oceà Índic Punt calent de Kerguelen [23]
Replanell de Ontong en l'illa de Java Oceà Pacífic Punt calent de Louisville [20][21]
Traps de Paraná i Etendeka Brasil–Namíbia Punt calent de Tristán de Falca [20]
Karoo-Ferrar[20] Suràfrica, Antàrtica, Austràlia i Nova Zelanda Illes del Príncip Eduardo
Gran província ígnea del Carib Replanell Oceànic Carib-Colombiana Punt calent de Galápagos [25][26]
Gran Província Ígnea de Mackenzie Escut Canadenc Punt calent de Mackenzie [27]


Relació en els events d'extinció

Les erupció o emplaçaments de GPI semblen haver ocorregut, en alguns casos, simultàneament en events anóxicos oceànics i events d'extinció. Els eixemples més importants són els traps del Decán (event d'extinció Cretáceo-Paleógeno), el Karoo-Ferrar (extinció Pliensbachian-Toarcian), la província magmática de l'Atlàntic Central (event d'extinció Triásico-Jurásico), i els traps siberianos (event d'extinció Pérmico-Triásico).

S'han propost varis mecanismes per a explicar l'associació de les GPI en els events d'extinció. L'erupció de les GPI basàlticas en la superfície de la Terra lliberaria grans volums de gas sulfat, que formen àcit sulfúric en l'atmòsfera; això absorbiria calor i causaria un refredat substancial (per eixemple, l'erupció de Laki en Islàndia, 1783). Les GPI oceàniques podrien reduir l'oxigen en l'aigua de mar per mig de reaccions d'oxidació directa en metals en els decorreguts hidrotermals o causant floració d'algues que consumirien grans cantitats d'oxigen.[28]

Jaciments de mineral

Les grans províncies ígneas estan associades en un bon número de tipos de jaciments minerals, que inclouen:

Eixemples

Artícul principal → Anex:Erupció volcàniques més grans.


Hi ha varis eixemples ben documentats de grans províncies ígneas identificades per l'investigació geològica.

Província Regió Edat
(ma) 		Àrea
(millons de km²) 		Volum
(millons de km³) 		També conegut com, o inclou a
Replanell de Agulhas[29] Suroest de l'oceà Índic, oceà Atlàntic Sur, oceà Austral 140-95 0.3 1.2 GPI del Surest Africà
Cresta de Moçambic, Elevació del Noreste de Geòrgia, Pujada de Maud, Cresta de Astrid
Grup basáltico del riu Columbia[22][30] Noroest dels Estats Units 17-6 0.16 0.175
Basalt d'inundació d'Etiopia-Yemen[30] Yemen, Etiopia 31-25 0.6 0.35 Etiopia
Província ígnea de l'Atlàntic Nort[30] Nort de Canadà, Groenlàndia, les Illes Feroe, Noruega, Irlanda i Escòcia 62-55 1.3 6.6 Jameson Land Thulean Plateau
Traps del Decán[30] Índia 66 0.5-0.8 0.5-1.0
Madagascar[31] 88
Traps del Rajmahal[23][24] 116
Replanell de Ontong en l'illa de Java[30] Oceà Pacífic c. 122 1.86 8.4 Replanell de Manihiki i Replanell de Hikurangi
Gran província ígnea de l'Alt Àrtic[32] Svalbard, Terra de Francisco José, Sverdrup Basin, Conca amerasiana i el nort de Groenlàndia 130-60 > 1.0


Traps de Paraná i Etendeka[30] Brasil, Namíbia 134-129 1.5 > 1 Terres altes brasileres
Província Karoo-Ferrar[30] Suràfrica, Antàrtida, Austràlia i Nova Zelanda 183–180 0.15–2 0.3
Província magmática de l'Atlàntic Central[33][34] Nort de Sudamérica, Noroest d'Àfrica, Iberia, Este de Norteamérica 199-197 11 2.5 (2.0–3.0)
Traps siberianos[30] Rússia 250 1.5–3.9 0.9–2.0
Trapes Emeishan[30] Suroest de China 253-250 0.25 c. 0.3
Gran província ígnea de Warakurna[35] Austràlia 1078-1073 1.5 Cratón de Pilbara

Grans províncies riolíticas (GPR)

Estes GPI estan compostes predominantment de materials félsicos. Eixemples inclouen:

  • Dumenge de Pentecostés
  • Serra Mare Occidental (Mèxic)
  • Malani
  • Chon Aike (Argentina)
  • Gawler (Austràlia)

Grans províncies andesíticas (GPA)

Estes GPI estan compostes predominantment de materials andesíticos. Eixemples inclouen:

  • Arcs d'illes com Indonèsia i Japó
  • Màrgens continentals actius com els Andes i les Cascades
  • Zones continentals de colisió, com la zona Anatolia-Iran

Grans províncies basàlticas (GPB)

Esta subcategoría inclou la majoria de les províncies incloses en les classificacions GPI originals. Es compon de basalt d'inundació continental, basalt d'inundació oceànica i províncies difusas.

Basalt d'inundació continental

 
Escarpe dels traps de Paraná en la província magmática do Paraná-Etendeka, Serra do Rio do Rastre, Santa Catarina

Inundacions oceàniques basàlticas/replanells oceànics

  • Replanell de Ontong en l'illa de Java, Replanell de Manihiki i Replanell Hikurangi (suroest de l'Oceà Pacífic)
  • Jameson Land

Grans províncies basàlticas-riolíticas (GPBR)

  • Planura del Riu Serp - Planures Altes de Lava d'Oregó[36]
  • Dongargarh, Índia[36]

Grans províncies plutòniques (GPP)

  • Província magmática equatorial atlàntica

Grans províncies granítiques (GPG)

  • Patagonia
  • Batolito Perú-Chile
  • Batolito de la cordillera de la Costa (sense Estats Units)

Atres grans províncies plutòniques

Estructures relacionades

Màrgens trencats volcànics

Els màrgens volcànics dividits es troben en el llímit de les grans províncies ígneas. Els màrgens volcànics es formen quan la ruptura s'acompanya d'una fusió significativa del mant, i el volcanismo ocorre abans i/o durant la ruptura continental. Els màrgens dels clavills volcànics es caracterisen per: una corfa de transició composta de roques ígneas basàlticas, que inclou fluix de lava, làmines, dics i gabros, fluix de basalt d'alt volum, Seqüències Reflectoras d'Immersió cap a la Mar (SRIM) de fluix de basalt que es rotaron durant les primeres etapes. de ruptura, subsidencia llimitada del marge passiu durant i despuix de la ruptura, i la presència d'una corfa inferior en velocitats sísmiques d'ona P anómalamente altes en els Cossos Corticales Inferiors (CCI), indicatius de temperatura baixa, mijos densos.

Són eixemples de màrgens volcànics:

  • El marge de Yemen
  • El marge d'Austràlia Oriental
  • El marge de les Índies Occidentals
  • El marge de Hatton-Rockal
  • La costa este dels Estats Units
  • El marge mig noruec
  • Els màrgens brasilers
  • El marge de Namíbia

Eixams de dics

 
Mapa de l'eixam del dic Mackenzie en Canadà

Un eixam de dics és una gran estructura geològica que consistix en un grup principal de dics paralels, llineals o orientats radialment que s'introduïxen dins de la corfa continental. Es componen de varis a centenars de dics emplaçats de manera més o menys contemporànea durant un sol event intrusivo, i són magmáticos i estratigráficos. Tals eixams de dics són les raïls d'una província volcànica. Eixemples inclouen:

  • eixam de dics Mackenzie (Escut Canadenc);
  • dics de llarc alcanç (Terranova i Labrador, Canadà);
  • eixam de dics Mistassini (oest de Quebec, Canadà);
  • eixam de dics de Matachewan (nort de Ontario, Canadà);
  • replanell i cinturó de Sorachi (illa de Hokkaido, Japó);
  • dic de riu Ceará-Mirim (província de Borborema, Noroest de Brasil);
  • eixam de dics de Ural (Rússia)[37]

Travessers

Una série de làmines relacionades que es varen formar essencialment de manera contemporànea (dins de varis millons d'anys) a partir de dics relacionats comprenen un LIP si la seua àrea és lo suficientment gran. Eixemples inclouen:

  • Complex de làmines de Winagami (noroest d'Alberta, Canadà)
  • Complex ígneo de Bushveld (Suràfrica) en un àrea de més de 66,000 km² (25,000 milles quadrades), i una gruixa de 9 quilómetros (5.6 milles) de gruixa.

Vore també

Referències

  1. ↑ Foulger, G.R. (2010). Plates vs. Plumes: A Geological Controversy, Wiley-Blackwell. ISBN 978-1-4051-6148-0.
  2. ↑ Coffin, M (1992). «Volcanism and continental break-up: a global compilation of large igneous provinces», Storey, B.C. (ed.). Magmatism and the Causes of Continental Breakup (vol. 68), Geological Society of London, pp. 17–30. doi:10.1144/GSL.SP.1992.068.01.02.
  3. ↑ 3,0 3,1 3,2 Bryan, Scott (2007). “Proposed Revision to Large Igneous Province Classification”. Earth-Science Reviews 86 (1): 175–202. doi:10.1016/j.earscirev.2007.08.008. Bibcode: 2008ESRv...86..175B.
  4. ↑ 4,0 4,1 Sheth, Hetu C. (2007). “'Large Igneous Provinces (LIPs)': Definition, recommended terminology, and a hierarchical classification”. Earth-Science Reviews 85 (3–4): 117–124. doi:10.1016/j.earscirev.2007.07.005. Bibcode: 2007ESRv...85..117S.
  5. ↑ Svensen, H. H.. “Gondwana Large Igneous Provinces: plate reconstructions, volcanic basins and sill volumes”. Geological Society, London, Special Publications 463 (1): 17–40. doi:10.1144/sp463.7. ISSN 0305-8719.
  6. ↑ “Flood Basalt Volcanism During the Past 250 Million Years” (1988). Science 241 (4866): 663–668. doi:10.1126/science.241.4866.663. PMID 17839077. Bibcode: 1988Sci...241..663R.
  7. ↑ “Platform magmatism: Geology and minerageny” (2010). Geology of Ore Deposits 52: 77-80. doi:10.1134/S1075701510010071.
  8. ↑ “Two magma series and associated ore deposit types in the Permian Emeishan large igneous province, SW China” (2008). Lithos 103: 352–368. doi:10.1016/j.lithos.2007.10.006.
  9. ↑ 9,0 9,1 “The many surface expressions of mantle dynamics” (2010). Nature Geoscience 3: 825–833. doi:10.1038/ngeo1020.
  10. ↑ 10,0 10,1 “Geodynamics: Surface impact of mantle processes” (2011). Nature Geoscience 4 (8): 498–499. doi:10.1038/ngeo1216. Bibcode: 2011NatGe...4..498A.
  11. ↑ 11,0 11,1 “Looking for mantle plumes” (2011). Physics Today 64 (8). doi:10.1063/PT.3.1217. Bibcode: 2011PhT....64h..34H.
  12. ↑ Vincent Courtillot, Anne Davaille, Jean Besse, & Joann Estoc; Three distinct types of hotspots in the Earth’s mantle; Earth and Planetary Science Letters; V. 205; 2003; pp.295–308
  13. ↑ E. Humphreys and B. Schmandt; Looking for Mantle Plumes; Physics Today; August 2011; pp. 34-39.
  14. ↑ 14,0 14,1 14,2 “Antipodal hotspots and bipolar catastrophes: Were oceanic large-body impacts the cause?” (2005). Earth and Planetary Science Letters 236: 13–27. doi:10.1016/j.epsl.2005.02.020. Bibcode: 2005I&PSL.236...13H.
  15. ↑ “An ancient recipe for flood-basalt genesis;” (2011). Nature 476: 316–319. doi:10.1038/nature10326.
  16. ↑ Coffin, M.F., Eldholm, O.,(1992).«Volcanism and continental break-up: a global compilation of large igneous provinces».Magmatism and the Causes of Continental Break-up. Geological Society of London Special Publication.68
    17-30.
  17. ↑ Coffin, M.F., Eldholm, O., 1994. Large igneous provinces: crustal structure, dimensions, and external consequences. Reviews of Geophysics Vol. 32, pp. 1-36.
  18. ↑ 18,0 18,1 18,2 18,3 "Large Igneous Provinces llaure magmatic provinces with areal extents >1×105 km2, igneous volumes >1×105 km3 and maximum lifespans of ∼50 Myr that have intraplate tectonic settings or geochemical affinities, and llaure characterised by igneous pulse(s) of short duration (∼1–5 Myr), during which a large proportion (>75%) of the total igneous volume has been emplaced. They llaure dominantly mafic, but also ca have significant ultramafic and silicic components, and some llaure dominated by silicic magmatism." S.E. Bryan & R.E. Ernst; Revised definition of Large Igneous Provinces (LIPs); Earth-Science Reviews Vol. 86 (2008) pp. 175-202.
  19. ↑ «Large Igneous Provinces: Continental, Oceanic and Flood Volcanism (Geophysical Monograph 100)».American Geophysical Union.
    297.
  20. ↑ 20,0 20,1 20,2 20,3 20,4 20,5 20,6 20,7 M.A. Richards, R.A. Duncan, V.E. Courtillot; Flood Basalts and Hot-Espot Tracks: Plume Heads and Tails; SCIENCE, VOL. 246 (1989) 103–108
  21. ↑ 21,0 21,1 “Modelled palaeolatitudes for the Louisville hot espot and the Ontong Java Plateau” (2004). Origin and Evolution of the Ontong Java Plateau Geological Society, London, Special Publications 229: 21–30. doi:10.1144/GSL.SP.2004.229.01.03.
  22. ↑ 22,0 22,1 “The Yellowstone hotspot in space and clave: Nd and Hf isotopes in silicic magma” (2006). Earth and Planetary Science Letters 247: 143–156. doi:10.1016/j.epsl.2006.04.030.
  23. ↑ 23,0 23,1 23,2 Weis, D. (1993). The Influence of Mantle Plumes in Generation of Indian Oceanic Crust (vol. 70), pp. 57–89. doi:10.1029/gm070p0057. ISBN 9781118668030.
  24. ↑ 24,0 24,1 E.V. Verzhbitsky. "Geothermal regime and genesis of the Ninety-East and Chagos-Laccadive ridges." Journal of Geodynamics, Volume 35, Issue 3, April 2003, Pages 289–302
  25. ↑ Sur l'âge dones trapps basaltiques (On the ages of flood basalt events); Vincent E. Courtillot & Paul R. Renne; Comptes Rendus Geoscience; Vol: 335 Issue: 1, January 2003; pp: 113–140
  26. ↑ “70 m.i. history (139–69 Ma) for the Caribbean large igneous province” (2004). Geology 32: 697–700. doi:10.1130/g20574.1. Bibcode: 2004Geo....32..697H.
  27. ↑ Ernst, Richard E. (2001). Mantle plumes: their identification through clave, Geological Society of America, pp. 143, 145, 146, 147, 148, 259. ISBN 978-0-8137-2352-5.
  28. ↑ Kerr, AC. “Oceanic LIPS: Kiss of death”. Elements 1 (5): 289-292. doi:10.2113/gselements.1.5.289.
  29. ↑ “Growth and dispersal of a southeast African Large Igenous Province” (2011). South African Journal of Geology 114 (3–4): 379–386. doi:10.2113/gssajg.114.3-4.379. Recuperate le 12 de juliol de 2015.
  30. ↑ 30,0 30,1 30,2 30,3 30,4 30,5 30,6 30,7 30,8 “Mafic volcaniclastic deposits in flood basalt provinces: A review” (2005). Journal of Volcanology and Geothermal Research 145: 281–314. doi:10.1016/j.jvolgeores.2005.02.003.
  31. ↑ TH Torsvik, RD Tucker, LD Ashwal, EA Eide, NA Rakotosolofo, MJ de Wit. "Clapix Cretaceous magmatism in Madagascar: palaeomagnetic evidence for a stationary Marion hotspot." Earth and Planetary Science Letters, Volume 164, Issues 1–2, 15 December 1998, Pages 221–232
  32. ↑ Tegner C.. “Magmatism and Eurekan deformation in the High Arctic Large Igneous Province: 40Ar–39Ar age of Kap Washington Group volcanics, North Greenland”. Earth and Planetary Science Letters 303 (3–4): 203–214. doi:10.1016/j.epsl.2010.12.047. Bibcode: 2011I&PSL.303..203T.
  33. ↑ Knight, K.B. (2004). “The Central Atlantic Magmatic Province at the Triassic–Jurassic boundary: paleomagnetic and 40Ar/39Ar evidence from Morocco for brief, episodic volcanism”. Earth and Planetary Science Letters 228 (1–2): 143–160. doi:10.1016/j.epsl.2004.09.022. Bibcode: 2004I&PSL.228..143K.
  34. ↑ Blackburn, Terrence J. (2013). “Zircon O–Pb Geochronology Links the End-Triassic Extinction with the Central Atlantic Magmatic Province”. Science 340 (6135): 941–945. doi:10.1126/science.1234204. PMID 23519213. Bibcode: 2013Sci...340..941B.
  35. ↑ “Warakurna large igneous province: A new Mesoproterozoic large igneous province in west-central Austràlia” (2004). Geology 32: 105–108. doi:10.1130/G20171.1.
  36. ↑ 36,0 36,1 Sheth, H.C.. «LIP classification». www.mantleplumes.org. Consultat el 22 de decembre de 2018.
  37. ↑ Puchkov, Victor (2016). “A Devonian >2000-km-long dolerite dyke swarm-belt and associated basalts along the Urals-Novozemelian fold-belt: part of an East-European (Baltica) LIP tracing the Tuzo Superswell”. GFF 138: 6–16. doi:10.1080/11035897.2015.1118406.

Bibliografia

  • Segev, A (2002). “Flood basalts, continental breakup and the dispersal of Gondwana: evidence for periodic migration of upwelling mantle flows (plumes)”. EGU Stephan Mueller Special Publication Séries 2: 171–191. doi:10.5194/smsps-2-171-2002. Bibcode: 2002SMSPS...2..171S.
  • Wignall, P. “The link between large igneous provinces eruptions and mass extinctions”. Elements 1 (5): 293–297. doi:10.2113/gselements.1.5.293.


Referències


Obtingut de «https://lenciclopedia.org/w/index.php?title=Gran_província_ígnea&oldid=1540740»