Trampas de Paraná y Etendeka
Gran provincia ígnea de América del Sur y África
Trampas de Paraná y Etendeka
Meseta de Paraná y Etendeka o Provincia de Paraná y Etendeka
Gran provincia ígnea
Las trampas de Paraná y Etendeka se muestran como una mancha violeta oscura en el mapa geológico de América del Sur
Las trampas de Paraná y Etendeka se muestran como una mancha violeta oscura en el mapa geológico de América del Sur
UbicaciónEste de Brasil , Uruguay , noroeste de Namibia y suroeste de Angola
Parte deCuenca del Paraná
Masas de agua marinasAtlántico Sur
EdadCretácico temprano
138-128 Ma
Formado porRuptura de Pangea
GeologíaFormación Serra Geral
Área
 • Total1.500.000 km2 ( 580.000 millas cuadradas)
Última erupciónBarremiano
Un acantilado en la provincia magmática de Paraná. Rio do Rastro , Santa Catarina . Se puede ver el escarpe casi vertical de la sucesión silícica del vulcanismo en fase de decadencia.

La Gran Provincia Ígnea Paraná-Etendeka (PE-LIP) (o Meseta Paraná y Etendeka ; o Provincia Paraná y Etendeka ) es una gran provincia ígnea que incluye tanto las principales trampas de Paraná (en la Cuenca de Paraná , una cuenca geológica sudamericana ) como las porciones más pequeñas cortadas de los basaltos de inundación en las trampas de Etendeka (en el noroeste de Namibia y el suroeste de Angola ). Los flujos de basalto originales ocurrieron hace entre 136 y 132 millones de años. La provincia tenía una superficie posterior al flujo de 1.000.000 de kilómetros cuadrados (390.000 millas cuadradas) y un volumen original proyectado en más de 2,3 x 10 6 km 3 . [1] [2]

Geodinámica

Las muestras de basalto de Paraná y Etendeka tienen una edad de alrededor de 132 Ma, durante la etapa Valanginiana del Cretácico Temprano . [3] Indirectamente, el rifting y la extensión son probablemente el origen de las trampas de Paraná y Etendeka y también podrían ser el origen de las islas Gough y Tristan da Cunha , ya que están conectadas por la dorsal de Walvis (punto caliente Gough/ Tristan ). Los montes submarinos de la dorsal de Río Grande (25°S a 35°S) que van hacia el este desde el lado de Paraná [4] [5] son ​​parte de este sistema de trampas. [6]

Descripción

Las interpretaciones de la geoquímica, incluidos los isótopos , han llevado a los geólogos a concluir que los magmas que forman las trampas y las rocas ígneas asociadas se originaron por la fusión del manto astenosófico debido a la llegada de una columna del manto a la base de la litosfera de la Tierra . Luego, gran parte del magma se contaminó con materiales de la corteza antes de su erupción. Algunas rocas plutónicas relacionadas con las trampas escaparon a la contaminación de la corteza, lo que refleja más directamente la fuente de los magmas en el manto. [7]

Erupciones silícicas

En Paraná, las rocas silícicas se dividen en dos grupos compositivos, las volcánicas de Palmas y las volcánicas de Chapecó. [8] Palmas se reconoce como compuesta por los cinco subtipos geoquímicos Santa Maria, Caxias do Sul, Anita Garibaldi, Clevelândia y Jacuí, mientras que Chapecó se compone de los tres subtipos geoquímicos Ourinhos, Tamarana y Guarapuav. [9] Ocho unidades eruptivas principales, etiquetadas PAV-A a -G y BRA-21, se reconocen dentro de las volcánicas de Palmas. [10]

En Etendeka, las unidades eruptivas individuales de cuarzo latita se agrupan en suites de alto y bajo contenido de Ti . La suite de alto Ti está compuesta por seis miembros : Naudé, Sarusas, Elliott, Khoraseb y Ventura. La suite de bajo Ti está compuesta por ocho miembros: Fria, Beacon, Grootberg, Wereldsend, Hoanib, Springbok, Goboboseb y Terrace. [11] En particular, Goboboseb consta de cuatro unidades eruptivas, etiquetadas como Goboboseb-I a -IV. [12]

Sobre la base de la quimioestratigrafía transatlántica , el conjunto de bajo Ti en Etendeka es equivalente a los volcánicos de Palmas en Paraná, [10] y el conjunto de alto Ti es equivalente a los volcánicos de Chapecó. [11] En una escala más fina, las afinidades geoquímicas han hecho correlaciones tentativas en estos pares: [13] [10] [14] PAV-G de Anita Garibaldi y Beacon, PAV-B de Caxias do Sul y Springbok, PAV-A de Jacuí y Goboboseb-II, Guarapuava y Ventura, Ourinhos y Khoraseb, BRA-21 y Wereldsend, PAV-F de Caxias do Sul y Grootberg. Sarusas puede correlacionarse con Guarapuava o Tamarana, y Fria puede correlacionarse con Santa María o Clevelândia. [13] [14]

Estilo y volumen de la erupción

En Etendeka, las unidades de latita de cuarzo se interpretan como ignimbritas reomórficas , que se emplazan por erupciones explosivas de flujos de ceniza de alta temperatura . Cada erupción produjo una capa piroclástica voluminosa y extendida con un espesor de entre 40 y 300 m (130 a 980 pies). La unidad individual, dentro de Etendeka, tiene un volumen de entre 400 y 2600 km 3 (96 a 624 millas cúbicas) y cubre un área de hasta 8800 km 2 (3400 millas cuadradas). [12] No se ha reconocido ninguna capa de caída de aire asociada con las erupciones. [12] [15] Se identifica una estructura circular de 18 km (11 millas) de diámetro, llamada complejo ígneo Messum , como el centro eruptivo de Goboboseb-I a -IV y Springbok. [16]

Se postuló que los volcanes Chapecó y Palmas en Paraná son las extensiones hacia el este de los flujos de cenizas de Etendeka, por lo que cada correlación representa una enorme erupción de ignimbrita. Los volúmenes de estas erupciones las convertirían en las erupciones explosivas más grandes conocidas en la Tierra. [13] [15] Cabe destacar que se estima que la mayor erupciones de Guarapuava-Tamarana/Sarusas tiene un volumen de 8.600 km3 ( 2.100 millas cúbicas), que empequeñece otras erupciones extremadamente grandes como Wah Wah Springs de 30 millones de años y Fish Canyon Tuff de 28 millones de años . Esta interpretación, sin embargo, es discutida. Se sabe que el miembro de Sarusas consta de 10 unidades eruptivas, por lo tanto, es producto de múltiples erupciones. [13] [17] Además, las unidades de cada provincia no son los correlatos exactos del mismo evento eruptivo, sino que pueden compartir el mismo sistema magmático . [10]

Por el contrario, los volcanes de Chapecó y Palmas en Paraná no se identifican inequívocamente como las extensiones hacia el este de los flujos de ceniza. La mayoría de los estudios han caracterizado a Chapecó y Palmas como pilas de flujos de lava locales y domos de lava producidos por erupciones efusivas , [18] [19] [20] y fueron emitidos desde conductos silícicos cercanos y diques de alimentación . Por lo tanto, se cuestionan las estimaciones de volumen extremadamente grandes y el estilo explosivo de ellos. [21] [22] Por otro lado, un estudio ha encontrado texturas similares a piroclásticas en los volcanes de Chapecó y Palmas que son indicativas de erupciones explosivas. Los subtipos Guarapuava y Clevelândia se interpretan como completamente de ignimbritas, mientras que Jacuí, Anita Garibaldi, Caxias do Sul y Santa Maria son múltiples unidades de ignimbrita intercaladas con domos de lava. [15] Estas ignimbritas se caracterizaron por una baja explosividad, un alto flujo de masa eruptiva y fuentes de columnas bajas . [23]

Véase también

Referencias

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  2. ^ Fodor, RV; McKee, EH; Roisenberg, A. (1989). "Distribución de edades de basaltos de inundación de Serra Geral (Paraná), sur de Brasil". Revista de Ciencias de la Tierra de América del Sur . 2 (4): 343–349. Código Bibliográfico :1989JSAES...2..343F. doi :10.1016/0895-9811(89)90012-6.
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Lectura adicional

  • Peate DW (1997). "La provincia de Paraná-Etendeka" (PDF) . En Mahoney JJ, Coffin MF (eds.). Grandes provincias ígneas: volcanismo de inundación continental, oceánico y planetario . Monografía geofísica. Vol. 100. Washington, DC: American Geophysical Union. págs. 217–245. Archivado desde el original (PDF) el 2017-08-09 . Consultado el 2010-08-22 .
  • "EMAGE: Experimento aeromagnético y gravitacional en el margen oriental de la Antártida". Instituto Alfred Wegener de Investigación Polar y Marina. Archivado desde el original el 2 de noviembre de 2011.
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